第四纪研究  2019, Vol.39 Issue (4): 812-824   PDF    
山东半岛石笋记录的倒数第二次冰消期δ18O变化特征及其气候环境意义
薛刚1,2, 蔡演军1,3,4,5, 马乐1, 成星1,2, 李东1,2, 卫莹莹1,2     
(1 中国科学院地球环境研究所, 黄土与第四纪地质国家重点实验室, 陕西 西安 710061;
2 中国科学院大学, 北京 100049;
3 中国科学院第四纪科学与全球变化卓越创新中心, 陕西 西安 710061;
4 青岛海洋科学与技术试点国家实验室海陆气候环境变化开放工作室, 山东 青岛 266061;
5 西安交通大学全球环境变化研究院, 陕西 西安 710054)
摘要:文章基于山东半岛岩溶洞穴(上小峰洞)一根长约41 cm的石笋SD1的铀系测年和稳定同位素组成分析,获得138.0~125.8 ka B.P.平均分辨率为30年的石笋δ18O和δ13C时间序列,并据此讨论了倒数第二次冰消期区域气候和环境变化的特征及与全球变化的联系。在倒数第二次冰消期,上小峰洞石笋(SD1)δ18O的变化与中国南方石笋δ18O的变化具有类似的阶段变化特征,进一步确认了冰消期北大西洋气候对亚洲季风的重要影响。通过对山东石笋高分辨δ18O记录进行时间序列分析,发现该记录存在显著的约60年、75年和1620年周期,表明太阳活动和北大西洋涛动与该地区气候变化有紧密的联系。同时,通过对比东亚季风区高分辨率石笋记录,认为在倒数第二次冰消期为"两步冰消"的变化特征。除此之外,上小峰洞石笋碳酸盐δ18O冰期和间冰期平均值的差异仅为0.7‰,远小于内陆洞穴石笋碳酸盐δ18O冰期和间冰期平均值的差异(羊口洞约为1.4‰,董哥洞约为2.2‰,三宝洞约为2.4‰)。这一显著差异可能主要源于海岸线迁移造成的海陆格局的变化对区域季风降水及降水氧同位素组成的重要影响;并且冰期-间冰期海平面变化对近海环境记录、大陆架下垫面、海洋沉积物气候指标等都可能产生影响。
关键词石笋    氧同位素    倒二冰消期    弱季风期    海岸线移动    
中图分类号     P597+.2;P534.63;P532                     文献标识码    A

0 引言

近40年来,深海沉积、湖泊沉积、黄土、冰芯、石笋、珊瑚和树轮等多种地质记录已被应用于重建过去气候和环境变化。其中,由于洞穴次生碳酸盐在不同气候环境单元均有分布,沉积形成后较少发生后期改造使得原始的气候和环境信息得以保存[1],能够通过不平衡铀系精确定年并开展高分辨率分析和研究,已成为研究过去气候变化最重要的陆地古气候档案之一[2]。中国洞穴石笋氧同位素组成的分析及其作为季风降水变化代用指标的应用和研究,大大拓宽了我们对亚洲季风从轨道到年代际时间尺度变率的认识和理解,也揭示了亚洲季风的变化在不同时间尺度上与冰量、太阳辐射、大西洋经向翻转流、热带海表温度、太阳活动和火山爆发等因素密切相关[3~26]。然而,目前已有的中国石笋氧同位素记录大都位于中国南方,而在中国北方的记录很少,这在一定程度上限制了我们对亚洲季风气候空间变率及变化模态的理解。在同位素平衡条件下沉积的石笋碳酸盐,其δ18O一般被认为既继承了滴水/降水的同位素组成,同时也受洞穴温度变化的影响[27~29]。但是,有关中国石笋碳酸盐δ18O及其记录的降水δ18O变化的气候和环境意义仍存在不同的认识:其被解释为与“亚洲季风强度”有关[8, 11, 13, 16~18, 20, 30~31];与“印度季风强度”有关[32]等等;也有一些观点认为它可能反映了水汽源的变化[33~36],例如:谭明[33]提出的“环流效应”,由于环流作用的影响导致来自于印度洋的远源水汽源与来自于南海和西北太平洋近源水汽源比率发生变化,从而造成石笋氧同位素组成发生改变。最近,中国西南地区小白龙洞过去25万年石笋氧同位素序列揭示印度季风降水变化不仅具有明显的岁差周期,而且表现出了与海洋记录一致的冰期-间冰期变化,这与中国南方石笋δ18O值在冰期-间冰期尺度上无明显差异的特征显著不同[7]。Cai等[7]综合数值模拟结果,提出海平面变化所引起的海岸线迁移可能通过增加大洋水汽到中国东部地区岩溶洞穴的距离,进而减小降水δ18O值在冰期-间冰期尺度上变化幅度的差异。然而,由于中国东部降水δ18O解释的复杂性,这一假设仍需要证实。另外,冰消期的古气候记录对于理解冰期终止期(Termination)的控制因素有着重要作用,许多石笋研究已经对倒数第二次冰消期气候变化的年代及变率进行了探讨[8, 10, 18, 37~39],然而不同记录中的气候变化模态却并不完全相同[10, 18, 40],本研究将根据东亚季风区已有的倒数第二次冰消期石笋记录的气候变化模态进一步探讨是否存在类YD事件。

东亚季风影响下的山东是中国最大的半岛,与其毗邻的渤海和黄海海域目前水深不足100 m。冰期-间冰期全球冰盖的扩张与消融使得全球海平面的升降幅度达到甚至超过120 m,使得山东半岛的海岸线发生巨大的迁移[41]。例如,在末次冰盛期,渤海和黄海海域的大陆架完全暴露,区域海岸线向东南方向移动800~1000 km[42]。海岸线迁移造成的海陆格局的变化,显著影响了区域下垫面状况、海洋沉积物状况、季风降水及降水的氧同位素组成等[39, 43~44]。因此开展该地区高分辨率石笋记录的研究,不仅有助于从洞穴石笋记录的角度系统认识中国北方季风气候、环境的变化及降水同位素组成的影响[39],而且该地区也是理解海岸线迁移对中国东部大陆架下垫面等环境状态影响的理想区域。

Xue等[39]以山东省淄博市上小峰洞的1根石笋SD1为研究对象,在高精度铀系定年建立精确时间标尺的基础上,对石笋进行高分辨率同位素组成分析,重建了研究区倒数第二次冰消期(138.0 ka B.P.到125.8 ka B.P.)的洞穴石笋δ18O记录,探讨了倒数第二次冰消期百年尺度新仙女木事件(Younger Dryas,简称YD)在北半球广泛存在的可能性及海岸线迁移对降水同位素组成的可能影响[39]。在此基础上,综合最新发表的与山东石笋相类似的河北兴隆洞石笋记录[38],本文一方面分析倒数第二次冰消期千年-百年-年代际尺度气候变率及其特征,探讨其驱动机制并阐述倒二冰消期石笋氧同位素变化模态;另一方面在阐述海陆格局的变化对降水同位素组成的影响的基础上,强调冰期-间冰期海平面变化对近海环境记录、大陆架下垫面、海洋沉积物气候指标等的影响并进行深入讨论,以对前期研究进行丰富、完善和补充。

1 研究区概况、实验方法及结果

上小峰洞(36°21′N,118°01′E;海拔约560 m)位于山东省淄博市以南50 km处(图 1)。区域气候属于典型的中低纬季风气候,夏季炎热多雨,冬季寒冷干燥。1981年至2010年期间,山东省博山气象站记录了该区域年均降水量为736.6 mm,年平均气温为13.6 ℃。其中,夏季降水(6月、7月和8月)最为集中,占全年降水的62% [39]

图 1 上小峰洞(本研究,红色五角星)及其他洞穴研究点(黑色圆点)地理位置示意图 蓝色箭头分别代表了影响中国气候的印度季风、东亚季风和冬季风;图中淡紫色、绿色、黄色、紫色和红色的等高线依次代表了-25 m、-50 m、-75 m、-100 m和-125 m Fig. 1 Location of Shangxiaofeng Cave and other caves in the map:Shangxiaofeng Cave(red star)and other caves(black circles). The contour lines of lavender, green, yellow, purple, and red represents the coastlines of sea level low-stands of -25 m, -50 m, -75 m, -100 m, and -120 m, respectively. The dark blue arrows stand for East Asian monsoon(EASM), Indian summer monsoon (ISM)and Asian winter monsoon(AWM), respectively

本研究的石笋样品编号为SD1,2010年在距洞穴入口约150 m的地方采集。SD1长约41 cm,直径约12 cm。沿生长轴切开并进行剖光后可见清晰的生长纹层。在石笋抛光面上选择较为纯净的层位确定测年采样位置后,沿生长纹层方向用0.5 mm牙钻共取得18个测年样品,每个子样本的质量约为80 mg。年代样品在西安交通大学全球环境变化研究院同位素实验室测试完成,测试仪器为MC-ICP-MS(Neptune Plus),铀钍化学分离使用Edwards等[45]建立的化学流程,仪器测试使用Cheng等[46]建立的测试方法,并使用230Th/232 Th原子比4.4±2.2×10-6来校正初始230Th,测试结果见表 1

表 1 230Th测年结果(误差为±2σ) Table 1 230Th dating results(the error is ±2σ)

碳、氧同位素组成分析时使用手持式牙钻沿石笋的生长中心逐层进行采样,采样间距为1 mm,共采得408个粉末子样品。碳、氧同位素分析测试全部在中国科学院地球环境研究所洞穴实验室完成。分析方法采用磷酸法[47],分析仪器为IsoPrime100稳定同位素质谱仪。分析测试时每10~15个同位素样品内插一个实验室内标TB1(δ18O为-11.6‰,δ13 C为1.59‰;VPDB)监测测试分析的稳定性,并使用已知同位素组成的高纯CO2气体为参考气。同位素组成以δ值(δ=(Rsample/Rstd-1)×1000,Ro=18 O/16O)并相对于PDB标准给出。标准测试结果表明,样品δ18O和δ13C分析的精度分别优于0.15‰和0.12‰ (±2σ)。

表 1所示,石笋SD1测年样品铀浓度的分布范围为129.9 ng/g至912.2 ng/g,钍浓度为1865 pg/g至36387 pg/g。18个样本中,17个样本的测年结果误差小于1%,并且在2σ测年误差范围内,所有年代由底到顶由老到新,没有出现年龄倒转。石笋SD1在距顶21.8 cm处沉积特征变化显著(图 2),两侧的测年结果表明,该深度似乎不存在明显的沉积间断,或沉积间断的时间很短,并不影响本文百年尺度气候变化过程的讨论。本研究使用蒙特卡罗逼近法,用StalAge程序[49]建立了SD1的年代标尺,其生长范围为138.0~125.8 ka B.P.,年龄-深度关系如图 3所示。基于StalAge程序计算的生长速率最高为每千年296.6 mm,最低为每千年15.3 mm,并且其生长速率大于每千年100 mm的时段仅限于127.4~127.2 ka B.P.,其他时段生长速率都较为稳定。

图 2 石笋SD1剖面图 Fig. 2 The halved section of SD1

图 3 基于StalAge程序[49]建立SD1年代-深度模型 蓝色线代表了在95%置信度内的上下界 Fig. 3 Age-depth model of SD1 was built by StalAge[49]. The upper and lower lines represent the confidence limits within 95%

图 4a为石笋SD1从138 ka B.P.到125.8 ka B.P.生长范围内共测试的408对碳氧同位素序列,其δ18O在-4.5‰和-10.5‰之间变化,平均值为-7.7‰。基于氧同位素时间序列的变化特征及其与南方石笋δ18O记录的对比[8, 10, 18, 37, 50],例如,三宝洞石笋SB-25高精度年代确定的时间序列(图 4e图 5b),本文将SD1的δ18O序列划分为3个主要时间段:138.0~135.1 ka B.P.、135.1~128.1 ka B.P.和128.1~125.8 ka B.P.。在第一阶段,即138.0~135.1 ka B.P.期间,δ18O值在平均值-7.9‰的附近波动;随后,在135.1 ka B.P.至128.1 ka B.P.期间,石笋δ18O偏正并且在-6.9‰左右振荡,是SD1记录中最弱的季风期,并且被两个百年尺度的突变事件打断,尤其在128.3 ka B.P.左右,有一个显著的δ18O正漂移;最后一个阶段,从128.1 ka B.P.到125.8 ka B.P.,δ18O整体偏负,平均值为-8.6‰,并有缓慢增加的趋势(图 4a图 5a)。

图 4 上小峰洞的δ18O、δ13C与其他洞穴氧同位素的对比 (a)上小峰洞的氧同位素、碳同位素,虚线为δ18O序列3个主要时间段的转折点;(b)兴隆洞[38];(c)葫芦洞[10, 50];(d)董哥洞[13];(e)三宝洞[8, 18];(f)羊口洞[37]年代误差及相应洞穴的海拔已标在图中 Fig. 4 The comparison of isotope records from (a) Shangxiaofeng Cave(this study), and the dash line indicates the turning points of three main periods of δ18O record; (b) Xinglong Cave[38]; (c) Hulu Cave[10, 50]; (d) Dongge Cave[13]; (e) Sanbao Cave[8, 18]; (f) Yangkou Cave[37]. The 230Th dates with uncertainties(±2σ) and the altitude information are shown in each plot

图 5 上小峰洞SD1的δ18O序列与三宝洞SB-25的δ18O序列及兴隆洞XL-4的δ18O序列对比 (a)上小峰洞的氧同位素序列;(b)三宝洞氧同位素序列[8];(c)兴隆洞氧同位素序列[38]黄色竖线代表了气候转换点 Fig. 5 The comparison of δ18O sequences during penultimate deglaciation of (a) Shangxiaofeng Cave(this study), (b)Sanbao Cave[8]; (c)Xinglong Cave[38]. The yellow vertical bars indicate climate turning points

另外,SD1石笋δ13C值的变化范围为-5.0‰到-12.2‰,在138.0~125.8 ka B.P.之间具有长期的偏负趋势并伴随着千年到百年尺度的突变。值得注意的是,在千年到百年尺度上,这些突变事件与δ18O变化基本一致,尤其在128.5 ka B.P.至128.1 ka B.P.之间,二者都具有明显的正漂移(图 4a)。

2 讨论 2.1 同位素平衡沉积检验及SD1方解石δ18O的意义

利用石笋氧同位素进行古气候重建的前提是确认石笋碳酸盐与母液之间是否达到同位素平衡,只有在平衡条件下形成,才能利用石笋δ18O值讨论其与滴水δ18O及洞穴温度之间的关系[27]。基于传统的“Hendy检验”[51]及薄片分析,Xue等[39]已经说明上小峰洞石笋可视为在同位素平衡分馏状态下沉积的,其δ18O变化能够真实地记录气候和环境变化信息[27]

在平衡条件下沉积的洞穴石笋,其δ18O受滴水的δ18O和洞穴温度共同控制[27]。根据实验分析和理论计算,在温度为15 ℃时,洞穴滴水——碳酸盐的温控分馏为-0.23‰/℃[28~29, 52]。这意味着温度每升高1 ℃,方解石δ18O值则降低0.23‰。在中国北方,末次冰盛期(LGM)到全新世大暖期(HCO)的温度差异约为6~8 ℃[53]。由于中国北方在倒二冰消期没有明确的温度记录,因此假设从MIS6(冰期)到MIS5e(间冰期)的温度变化与末次冰盛期到全新世的变化相似,那么我们推测,温度对石笋δ18O的影响仅仅为约1.5‰到2.0‰。上小峰洞石笋δ18O记录显示,在其生长期138.0~125.8 ka B.P.内,δ18O值的变化幅度为约6.0‰。因此,虽然在冰期-间冰期时间尺度上温度变化对石笋δ18O的影响不可忽略,但方解石δ18O值的波动还是主要反映了滴水δ18O的变化。

在亚洲季风区,研究者对石笋记录的降水氧同位素组成的变化提出了几种不同的解释,例如:认为中国季风区石笋氧同位素组成的波动反映了夏季/冬季降水比率的变化[16],或者是水汽团从源区运移到洞穴点之间水汽凝结成降水的比例的变化[54],或是年降水中具有低δ18O的季风降水的变化[8],以及印度季风区和南海季风区不同水汽来源比例的变化[55~56]。还有人提出,东亚季风的降水δ18O主要反映了印度洋和印度季风区上游源区水蒸气δ18O的变化[34, 57]。本文采用Cheng等[9]的解释,即用低和高的石笋δ18O分别指代“强季风”和“弱季风”,因为强盛的东亚夏季风(北方降水同位素组成整体偏负)通常与东亚大陆的温度升高相关(温度效应导致碳酸盐δ18O偏负),两者共同作用导致碳酸盐δ18O值的偏负。另外,值得注意的是,大气环流、水汽源以及冰量的变化也对我们研究区域的倒二冰消期(倒数第二次冰消期)降水δ18O有显著的影响[7, 58]

2.2 SD1石笋记录的气候变化及年代际-千年尺度气候变化周期

SD1的δ18O记录涵盖倒数第二次冰盛期后期、倒数第二次冰消期以及部分末次间冰期[8, 13, 18, 37],其以8年到78年的高分辨率(平均分辨率为30年)记录了倒数第二次冰消期千年到百年尺度上的季风变化。在138.0 ka B.P.和135.1 ka B.P.之间的第一阶段,δ18O值相对偏负,平均值为-7.9‰,指示了冰期中降水相对较多的一个时期;在135.1 ka B.P.至128.1 ka B.P.之间的第二个阶段,δ18O偏正并且在-6.9‰左右振荡,为该记录中季风最弱的时期,被称为弱季风期(Weak Monsoon Interval,简称WMI)[8];从128.1 ka B.P.到125.8 ka B.P.,δ18O整体偏负,平均值为-8.6‰,揭示了末次间冰期强盛的夏季风气候(图 4a)。

中国南方石笋δ18O记录在轨道尺度上与北半球夏季太阳辐射变化基本同步[7, 9, 18],揭示了北半球太阳辐射对亚洲季风的驱动和影响。然而,冰期终止期高分辨率石笋δ18O记录揭示的快速变化与太阳辐射的缓慢变化形成显著的差异[8, 16, 18]。这种偏差被认为在很大程度上与千年尺度的淡水注入北大西洋导致的北大西洋经向环流(Atlantic Meridional Overturning Circulation,简称AMOC)减弱[59~62]、热带辐合区(ITCZ)南移等大尺度的大气扰动有关[8, 60]。本文研究的SD1石笋的δ18O序列与其他中国石笋δ18O记录对比,整体变化模式上具有广泛地一致性[8, 10, 13, 18, 37](图 4)。例如,δ18O值在约135.1 ka B.P.时突然增加约3.1‰,并且从135.1 ka B.P.到128.1 ka B.P.具有较为偏正的δ18O,这样的变化与其他中国石笋记录的WMI-Ⅱ起始点及持续时段在测年误差范围内几乎一致[10, 13, 18, 37],同时与Heinrich11的冰筏碎屑(IRD)事件[63]也有很好的对应关系,进一步证明了北大西洋气候对亚洲夏季风的显著影响。

具有高沉积速率的山东石笋SD1,其氧同位素记录在倒数第二次冰消期还出现了一个百年尺度的偏正,该偏正现象出现在128.5 ka B.P.到128.1 ka B.P.之间,持续了大约400年。与三宝洞SB-11[18]在128.8~128.9 ka B.P.及意大利洞穴石笋记录[64]的短暂偏正现象在年代误差范围内一致。说明类似于YD的突然变冷事件或许在倒数第二次冰消期是广泛存在的[39]

多种记录已经证明了末次冰消期亚洲季风的变化结构主要由Heinrich事件1、B/A暖期及新仙女木(YD)事件构成,并且新仙女木事件已经成为湖泊等沉积物断代的“金钉子”[4, 65]。然而,倒数第二次冰消期的变化结构目前依然没有明确的定论。已有的记录大都揭示了其为无B/A暖期及YD事件的“一步冰消”变化模态,尤其是中国南方石笋记录[13, 18, 37]。尽管如此,也有部分沉积记录了YD事件[40]。这使得倒数第二次冰消期的变化模式有待进一步的研究和讨论。

从年代学的角度出发,Cheng等[8]利用三宝洞石笋SB-25将冰期终止期Ⅱ(Termination Ⅱ)的年代误差缩小到了100年左右,其可以更好地划分冰期终止期Ⅱ的演变阶段。尽管SB-25没有明显的B/A暖期及YD事件,却显示出了与其他三宝洞石笋记录的不同,也就是具有明显的“两步台阶式冰消”的模态,以及在128.2 ka B.P.时完全进入末次间冰期的特征(图 5b)。有趣的是,一个新的来自中国北方兴隆洞石笋XL-4的δ18O序列也记录了类似的变化模态[38],显示出在128.4 ka B.P.前后δ18O波动变化,而后在127.8 ka B.P.快速减小进入间冰期的特征(图 5c)。通过对比上小峰洞SD1(图 5a)、三宝洞SB-25及兴隆洞XL-4氧同位素序列,发现它们都具有“两步冰消”的特征,考虑到测年误差,SD1中“WMI”的结束时间128.1 ka B.P.,XL-4石笋中δ18O值在127.8 ka B.P.的快速减小,与SB-25石笋在128.2 ka B.P.时完全进入末次间冰期的时间基本吻合(图 5)。因此,与Duan等[38]认为128.4 ka B.P.前后δ18O这一波动时段是末次间冰期内的一个“停滞”期不同,我们认为SD1石笋δ18O记录中128.5 ka B.P.到128.1 ka B.P.之间百年尺度的偏正可视为冰消期内部的弱季风事件,即倒数第二次冰消期内部的“类YD”事件,也就是说完全进入末次间冰期的时间似应为128.1 ka B.P.。

然而,山东石笋SD1记录除了与全球性的千年尺度、百年尺度事件具有良好的一致性之外,其δ18O序列还存在着高频快速的波动,例如:在末次间冰期时段内(128.0~125.8 ka B.P.),中国其他石笋δ18O值[8, 13, 18]变化基本都小于1‰,处于相对稳定的状态,而山东上小峰洞石笋δ18O的变幅超过了2‰,说明该石笋δ18O记录可能还受控于其他更为复杂的因素。为进一步厘清石笋氧同位素组成与不同时间尺度气候因子之间的关系,我们采用功率谱分析方法对SD1记录进行分解,探讨倒数第二次冰消期石笋氧同位素时间序列多尺度变化特征。

功率谱分析为应用最广泛的谱分析方法[4, 66~76],本文采用REDFIT35应用程序对石笋SD1氧同位素序列作全局周期分析,结果显示于图 6。由图 6可知功率谱分析显示出置信度超过99%的周期具有约60年、75年及1620年的周期,而置信度超过90%的周期具有65.8~70.5年及89.3年的周期。为了进一步探讨山东石笋SD1氧同位素序列的周期特征及气候受控因素,我们将对REDFIT35的分析结果进行讨论。

图 6 SD1氧同位素序列频谱分析结果 实线、虚线分别代表了99%、90%的置信度 Fig. 6 Spectral analysis results of the SD1 δ18O record. The solid line and dash line indicate 99% and 90% confidence levels, respectively

采用REDFIT35对倒数第二次冰消期石笋氧同位素记录进行的谱分析,得到比较显著的周期(通过90%的置信度检验)为60~62.4年、65.8~70.5年、75.4年、89.3年及1622年。其中65.8~70.5年及75.4年的周期与过去2500多年来的太阳活动显著的约65年、69年[68]及76.9年[69]的周期具有良好的一致性,约89年的周期与全新世金川泥炭记录的约90年的太阳活动周期[70]基本吻合,并且与树木年轮记录的14C产率检出的88年周期[71]类似。除此之外,SD1记录中1622年的周期与有些学者认为可能受太阳活动影响的约1600年的周期对应良好[71]。这或许说明了太阳活动对倒数第二次冰消期山东石笋氧同位素序列变化有着重要影响。这主要是因为太阳活动能够通过对地表的加热直接影响海陆热力差异,导致亚洲夏季风强度发生变化,并且太阳活动可能通过调节赤道对流层上升流来影响印度夏季风[5]。另外,近期全球的温度变化具有大约60年的周期,该温度的变化与北大西洋涛动的变化几乎同步[72],这是由于与北大西洋涛动相关的强迫效应可能会导致AMOC的多年代际变化从而影响经向热传递,进而导致北大西洋海温的变化[73~74]。基于此关系,我们认为本次研究的山东石笋氧同位素记录中检出的约60年的周期可能与北大西洋涛动相关,反映了年代际尺度北大西洋经向环流的变化。因此,谱分析结果表明在千年尺度和年代际尺度上太阳活动和北大西洋涛动与该地区气候变化有紧密联系。

2.3 冰期-间冰期海平面变化对中国东部降水同位素组成及区域环境的影响

石笋碳酸盐δ18O主要记录滴水/降水的氧同位素组成变化基本已经达成了共识[75],由于中国石笋碳酸盐δ18O记录与其他载体获得的气候和环境变化记录仍存在差异,石笋碳酸盐δ18O的气候和环境意义仍然需进一步的探索和分析。例如,已有的黄土记录表明,自中更新世转型以来,亚洲季风的变化具有明显的冰期-间冰期旋回变化特征[76~78],而中国石笋δ18O却以岁差周期为主导[8~9, 18]。为调和这一矛盾,Cai等[7]对降水主要受印度季风气候影响的云南小白龙洞中的石笋进行研究,发现石笋δ18O时间序列不仅存在主导的岁差周期,而且具有显著的冰期-间冰期幅度差异,而与中国东部的石笋记录有所不同。基于集成降水同位素组成的全球气候模式的数值模拟,他们指出云南石笋δ18O记录与中国东部(葫芦洞、董哥洞、三宝洞等)石笋δ18O记录在冰期-间冰期尺度上的幅度差异,主要是因为海平面变化及其引起的西太平洋大陆架的出露,造成中国东部降水不同水汽源贡献及其同位素组成发生显著变化,而在印度季风影响区水汽源变化不大的差异所致[7]——这种说法也后被称为“陆桥蒸发效应”[79]。基于此,Xue等[39]通过对山东石笋SD1的δ18O分析,发现在冰期-间冰期上的差值明显比地处内陆的石笋记录小:山东SD1氧同位素的差值约为0.7‰,而羊口洞、董哥洞和三宝洞记录的差值分别为约1.4‰ (图 7f)、2.2‰ (图 7d)和2.4‰ (图 7e),认为这种现象是因为海平面上升和下降的交替变化将会导致海岸线的迁移。在过去的80万年内,冰盛期的海平面比现在降低大约100~120 m[41]。由于存在宽广的大陆架,海平面下降可使中国东部的海岸线向东南方向移动约300~1000 km[41, 80~82]。如图 1所示,当海平面比现在低约120 m时,渤海、黄海以及大部分的东海都将出露成为陆地,上小峰洞到海洋的距离从当前的100 km增加到冰盛期的超过800 km[42]。中国南部的海岸线在冰盛期时也向南移动了约100 km至300 km,增加了海洋到董哥洞、三宝洞和羊口洞的距离(图 1),但增加的距离远小于上小峰洞距离海岸线的变化。在冰期时,上小峰洞与大洋距离的急剧增加,大洋水汽的长距离传输与冷凝分馏可造成研究区域水汽贫缺18 O与降水δ18O的显著偏负,也就是“大陆效应”显著增强,进而导致冰期-间冰期降水δ18O值差异减小;与之相比,中国南方海岸线迁移距离较小,“大陆效应”增强的幅度并不明显,因此影响相对较小。最近,Duan等[38]对河北兴隆洞倒数第二次冰消期的石笋氧同位素进行了分析,该洞穴位置紧邻渤海湾。基于Xue等[39]提出的理论,该区域石笋δ18O也应对海平面的变化具有敏感的响应。通过对比分析发现,如图 7b7c阴影部分显示在大约131.5~132.5 ka B.P.这一间冰时段内[38],山东石笋SD1和河北兴隆洞石笋XL-4都处于偏负状态,且明显偏负于中国内陆石笋[13, 18],可能是由于冰消期夏季风逐渐加强的状态下,更多海洋的水汽被传输到大陆上,由于此时的海平面还处于较低水位[41](图 7a),远源水汽的冷凝分馏导致δ18O偏负。这更进一步说明了海岸线在冰期的扩张会对中国北方海岸线区域的石笋氧同位素组成有着深远的影响。

图 7 倒数第二次冰消期氧同位素在冰期(倒数第二次冰盛期)间冰期(末次间冰期)尺度上的差值 (a)海平面变化[41];(b)上小峰洞(本研究);(c)兴隆洞[38];(d)董哥洞[13];(e)三宝洞[8, 18];(f)羊口洞[37]水平实线为所选时间段内的δ18O平均值 Fig. 7 The δ18O difference between penultimate glacial and interglacial period of (a) sea level change[41], (b)Shangxiaofen Cave (this study), (c)Xinglong Cave[38], (d)Dongge Cave[13], (e)Sanbao Cave[8, 18] and (f) Yangkou Cave[37]. The horizontal solid lines represent the time intervals for calculating the mean δ18O values

海岸线的移动不仅仅会对石笋亦或是降水δ18O有影响,其变化也会改变边界条件,并可能造成区域大气环流和不同水汽源水汽通量的变化,进而对一定区域内的气候和环境产生影响。然而,目前尚不清楚在冰期时,大陆架的暴露(即海岸线的移动,例如黄海和渤海)是如何以及在何种程度上影响大气环流的,回答这个问题,还需要使用更为先进的气候模型进行数值模拟来重现和验证。谢传礼等[44]就提出冰盛期中国海的地理变化会由于海平面的下降(陆地面积扩大、海区面积缩小)而造成年蒸发量减少。尽管在他们估算蒸发量变化的过程中可能会存在粗略和理想化的情况,但是在海陆变迁的过程中蒸发和降水关系的调整对气候系统所具有的深刻影响不容忽视。

另外,下垫面环境状态也会因海岸线的移动产生巨大的影响。谢传礼等[44]还提出冰盛期中国海陆架出露也会使反照率升高进而影响气候变化。这主要是因为冰期的植被主要为温带半干旱、半潮湿森林草地和针阔叶混交林植被,其反照率高于海面。而这种海陆分布的变化则会进一步导致地表接收的太阳辐射降低。

海岸线的移动不仅会对海洋水体本身产生影响,也会对海洋岩芯的沉积状况产生一定的影响。在Zheng等[43]的研究当中,对冲绳海槽中部MD982194钻孔近20万年以来的岩芯进行了孢粉研究,在研究的过程中便考虑到了冰期与间冰期海平面的不同对岩芯孢粉物源产生的影响进行了探讨,即:“在间冰期时,陆地河流花粉随长江携带入海,但绝大部分在内陆架沉积,此时冲绳海槽沉积物中风力搬运的花粉比例增大;在冰期时,因海岸线向东大幅移动,河流在流经大陆架平原时流速急剧降低,大量上游物质沉降,流水携带到达冲绳海槽的花粉主要来自裸露的大陆架前缘植被。”这也说明了海岸线的迁移不仅会对陆地气候载体的指标产生影响,对海洋沉积物本身及其气候代用指标也会产生影响。

因此,在冰期间冰期尺度上(或冰消期过程中),由于海平面高度发生了巨大的变化[41],中国东部海岸线也会随之变化使得海陆分布状态发生改变。这种变化不仅会对降水δ18O产生很大的影响[7, 39],同时由于冰期大陆架暴露造成的海陆格局的变化也会调整水汽蒸发量和降水通量。另外值得注意的是,由于海岸线的迁移作用,河流在大陆架的重新分布也将会对大陆架沉积物的稳定性,沉积特征及物源变化产生影响,这对于探讨古气候变化都是值得注意的问题。

3 结论

本文基于山东省淄博市上小峰洞石笋建立了研究区138.0~125.8 ka B.P.时段一个高分辨率的石笋稳定氧同位素记录。通过分析该同位素序列的变化模态发现,石笋SD1的δ18O记录与三宝洞、董哥洞和羊口洞氧同位素记录具有广泛的一致性,但石笋SD1记录了更为清晰的变化模态和事件细节。与中国石笋记录及周边相关气候环境变化记录进行对比分析,得到以下两点主要结论:

(1) 山东地区倒数第二次冰消期石笋δ18O的时间序列分析结果显示,其具有非常显著的约60年、75年和1620年周期,表明太阳活动和北大西洋涛动与该地区气候变化的紧密联系。同时,该石笋δ18O“两步冰消”的变化特征可能是倒二冰消期气候变化的固有特征。

(2) 山东石笋的δ18O在冰期-间冰期尺度上的差值(约0.7‰)明显比中国南方及内陆地区洞穴(羊口洞、董哥洞和三宝洞)的石笋δ18O记录在相同时段内的差值(1.4‰、2.2‰和2.4‰)要小,但与距离上小峰洞不远的河北兴隆洞却十分相似(在冰期海平面低水位时δ18O偏负)。这表明冰期-间冰期超过百米的海平面变化所造成的渤海和黄海在冰期的消退和间冰期的扩张对中国东部沿海地区降水及其同位素组成有显著的影响,也就是海岸线推进,“大陆效应”减弱,季风降水富集18O;海岸线退缩,“大陆效应”增强,季风降水贫缺18O。因此在中国东部石笋δ18O记录的研究中,讨论冰期-间冰期尺度变化或冰消期内部变化时,与海平面变化相联系的海岸线迁移对降水氧同位素组成的影响需要特别考虑。除此之外,海陆格局的变化也会对区域下垫面、水汽蒸发量、海洋沉积物特征及其指标意义等都会产生重要的影响,导致气候和环境记录在冰期-间冰期气候背景下存在显著的响应差异,这些影响在区域气候与环境变化对比分析中,也应给予考虑。

致谢: 感谢匿名审稿专家和编辑部杨美芳老师给予的建设性修改意见;感谢肖举乐研究员给予的指导性建议。

参考文献(References)
[1]
Gascoyne M. Paleoclimate determination from cave calcite deposits[J]. Quaternary Science Reviews, 1992, 11(6): 609-632. DOI:10.1016/0277-3791(92)90074-I
[2]
Henderson G M. Caving in to new chronologies[J]. Science, 2006, 313(5787): 620-622. DOI:10.1126/science.1128980
[3]
Anchukaitis K J, Buckley B M, Cook E R, et al. Influence of volcanic eruptions on the climate of the Asian monsoon region[J]. Geophysical Research Letters, 2010, 37(22): L22703.
[4]
Cai Y J, Tan L C, Cheng H, et al. The variation of summer monsoon precipitation in Central China since the last deglaciation[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2010, 291(1-4): 21-31. DOI:10.1016/j.epsl.2009.12.039
[5]
Cai Y, Zhang H, Cheng H, et al. The Holocene Indian monsoon variability over the southern Tibetan Plateau and its teleconnections[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2012, 335-336: 135-144. DOI:10.1016/j.epsl.2012.04.035
[6]
Cai Y J, Chiang J C H, Breitenbach S F M, et al. Holocene moisture changes in Western China, Central Asia, inferred from stalagmites[J]. Quaternary Science Reviews, 2017, 158: 15-28. DOI:10.1016/j.quascirev.2016.12.014
[7]
Cai Y J, Fung I Y, Edwards R L, et al. Variability of stalagmite-inferred Indian monsoon precipitation over the past 252, 000 y[J]. Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America, 2015, 112(10): 2954-2959. DOI:10.1073/pnas.1424035112
[8]
Cheng H, Edwards R L, Broecker W S, et al. Ice age terminations[J]. Science, 2009, 326(5950): 248-252. DOI:10.1126/science.1177840
[9]
Cheng H, Edwards R L, Sinha A, et al. The Asian monsoon over the past 640, 000 years and ice age terminations[J]. Nature, 2016, 534(7609): 640-646. DOI:10.1038/nature18591
[10]
Cheng H, Edwards R L, Wang Y J, et al. A penultimate glacial monsoon record from Hulu Cave and two-phase glacial terminations[J]. Geology, 2006, 34(3): 217-220. DOI:10.1130/G22289.1
[11]
Dykoski C, Edwards R, Cheng H, et al. A high-resolution, absolute-dated Holocene and deglacial Asian monsoon record from Dongge Cave, China[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2005, 233(1-2): 71-86. DOI:10.1016/j.epsl.2005.01.036
[12]
Hu C Y, Henderson G M, Huang J H, et al. Quantification of Holocene Asian monsoon rainfall from spatially separated cave records[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2008, 266(3-4): 221-232. DOI:10.1016/j.epsl.2007.10.015
[13]
Kelly M J, Edwards R L, Cheng H, et al. High resolution characterization of the Asian Monsoon between 146, 000 and 99, 000 years B. P. from Dongge Cave, China and global correlation of events surrounding Termination Ⅱ[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2006, 236(1-2): 20-38. DOI:10.1016/j.palaeo.2005.11.042
[14]
Liu Y H, Henderson G M, Hu C Y, et al. Links between the East Asian monsoon and North Atlantic climate during the 8, 200 year event[J]. Nature Geoscience, 2013, 6(2): 117-120. DOI:10.1038/ngeo1708
[15]
Stager J C, Ryves D B, Chase B M, et al. Catastrophic drought in the Afro-Asian monsoon region during Heinrich Event 1[J]. Science, 2011, 331(6022): 1299-1302. DOI:10.1126/science.1198322
[16]
Wang Y J, Cheng H, Edwards R L, et al. A high-resolution absolute-dated Late Pleistocene monsoon record from Hulu Cave, China[J]. Science, 2001, 294(5550): 2345-2348. DOI:10.1126/science.1064618
[17]
Wang Y J, Cheng H, Edwards R L, et al. The Holocene Asian monsoon:Links to solar changes and North Atlantic climate[J]. Science, 2005, 308(5723): 854-857. DOI:10.1126/science.1106296
[18]
Wang Y J, Cheng H, Edwards R L, et al. Millennial-and orbital-scale changes in the East Asian monsoon over the past 224, 000 years[J]. Nature, 2008, 451(7182): 1090-1093. DOI:10.1038/nature06692
[19]
Zhang H B, Griffiths M L, Chiang J C H, et al. East Asian hydroclimate modulated by the position of the westerlies during Termination Ⅰ[J]. Science, 2018, 362(6414): 580-583. DOI:10.1126/science.aat9393
[20]
Zhang P Z, Cheng H, Edwards R L, et al. A test of climate, sun, and culture relationships from an 1810-year Chinese cave record[J]. Science, 2008, 322(5903): 940-942. DOI:10.1126/science.1163965
[21]
程海, 艾思本, 王先锋, 等. 中国南方石笋氧同位素记录的重要意义[J]. 第四纪研究, 2005, 25(2): 157-163.
Cheng Hai, Edwards R L, Wang Xianfeng, et al. Oxygen isotope records of stalagmites from Southern China[J]. Quaternary Sciences, 2005, 25(2): 157-163. DOI:10.3321/j.issn:1001-7410.2005.02.004
[22]
李东, 谭亮成, 安芷生. 我国季风区5 ka BP气候事件[J]. 地球环境学报, 2016, 7(5): 468-479.
Li Dong, Tan Liangcheng, An Zhisheng. 5 ka BP event in monsoonal China[J]. Journal of Earth Environment, 2016, 7(5): 468-479.
[23]
马乐, 蔡演军, 秦世江. 贵州七星洞石笋记录的最近2300年气候和环境变化[J]. 地球环境学报, 2015, 6(3): 135-144.
Ma Le, Cai Yanjun, Qin Shijiang. A high resolution paleoclimate record of the last 2300 years in stalagmite QX-3 from the Qixing Cave, Guizhou Province[J]. Journal of Earth Environment, 2015, 6(3): 135-144.
[24]
汪永进, 孔兴功, 邵晓华, 等. 末次盛冰期百年尺度气候变化的南京石笋记录[J]. 第四纪研究, 2002, 22(3): 243-251.
Wang Yongjin, Kong Xinggong, Shao Xiaohua, et al. Century-scale climatic oscillations during the Last Glacial Maximum recorded in a stalagmite from Nanjing[J]. Quaternary Sciences, 2002, 22(3): 243-251. DOI:10.3321/j.issn:1001-7410.2002.03.007
[25]
王权, 汪永进, 刘殿兵, 等. DO 3事件的湖北神农架高分辨率年纹层石笋记录[J]. 第四纪研究, 2017, 37(1): 108-117.
Wang Quan, Wang Yongjin, Liu Dianbing, et al. The DO 3 event in Asian monsoon climates evidenced by an annually laminated stalagmite from Qingtian Cave, Mt. Shennongjia[J]. Quaternary Sciences, 2017, 37(1): 108-117.
[26]
董进国, 赵侃, 沈川洲, 等. 黄土高原石笋记录的DO 25季风增强事件[J]. 第四纪研究, 2016, 36(6): 1502-1509.
Dong Jinguo, Zhao Kan, Shen Chuan-Chou, et al. Strong East Asian summer monsoon during the DO 25 event recorded by an absolute-dated stalagmite from Dragon Cave, Northern China[J]. Quaternary Sciences, 2016, 36(6): 1502-1509.
[27]
Hendy C H. The isotopic geochemistry of speleothems 1. The calculation of the effects of different modes of formation on the isotopic composition of speleothems and their applicability as paleoclimatic indicators[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1971, 35(8): 801-824. DOI:10.1016/0016-7037(71)90127-X
[28]
O'Neil J R, Clayton R N, Mayeda T K. Oxygen isotope fractionation in divalent metal carbonates[J]. Journal of Chemical Physics, 1969, 51(12): 5547-5558. DOI:10.1063/1.1671982
[29]
Oneil J R. Theoretical and experimental aspects of isotopic fractionation[J]. Reviews in Mineralogy, 1986, 16: 1-40. DOI:10.1515/9781501508936-006
[30]
Cai Y J, An Z S, Cheng H, et al. High-resolution absolute-dated Indian monsoon record between 53 and 36 ka from Xiaobailong Cave, Southwestern China[J]. Geology, 2006, 34(8): 621-624. DOI:10.1130/G22567.1
[31]
Cosford J, Qing H, Eglington B, et al. East Asian monsoon variability since the mid-Holocene recorded in a high-resolution, absolute-dated aragonite speleothem from Eastern China[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2008, 275(3-4): 296-307. DOI:10.1016/j.epsl.2008.08.018
[32]
Pausata F S R, Battisti D S, Nisancioglu K H, et al. Chinese stalagmite δ18O controlled by changes in the Indian monsoon during a simulated Heinrich event[J]. Nature Geoscience, 2011, 4(7): 474-480. DOI:10.1038/ngeo1169
[33]
谭明. 环流效应:中国季风区石笋氧同位素短尺度变化的气候意义——古气候记录与现代气候研究的一次对话[J]. 第四纪研究, 2009, 29(5): 851-862.
Tan Ming. Circulation effect:Climatic significance of the short term variability of the oxygen isotopes in stalagmites from monsoonal China——Dialogue between paleoclimate records and modern climate research[J]. Quaternary Sciences, 2009, 29(5): 851-862. DOI:10.3969/j.issn.1001-7410.2009.05.01
[34]
Maher B A. Holocene variability of the East Asian summer monsoon from Chinese cave records:A re-assessment[J]. The Holocene, 2008, 18(6): 861-866. DOI:10.1177/0959683608095569
[35]
Dayem K E, Molnar P, Battisti D S, et al. Lessons learned from oxygen isotopes in modern precipitation applied to interpretation of speleothem records of paleoclimate from Eastern Asia[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2010, 295(1-2): 219-230. DOI:10.1016/j.epsl.2010.04.003
[36]
Clemens S C, Prell W L, Sun Y B. Orbital-scale timing and mechanisms driving Late Pleistocene Indo-Asian summer monsoons:Reinterpreting cave speleothem δ18O[J]. Paleoceanography, 2010, 25: PA4207.
[37]
Li T Y, Shen C C, Huang L J, et al. Stalagmite-inferred variability of the Asian summer monsoon during the penultimate glacial-interglacial period[J]. Climate of the Past, 2014, 10(3): 1211-1219. DOI:10.5194/cp-10-1211-2014
[38]
Duan W, Cheng H, Tan M, et al. Timing and structure of Termination Ⅱ in North China constrained by a precisely dated stalagmite record[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2019, 512: 1-7. DOI:10.1016/j.epsl.2019.01.043
[39]
Xue G, Cai Y, Ma L, et al. A new speleothem record of the penultimate deglacial:Insights into spatial variability and centennial-scale instabilities of East Asian monsoon[J]. Quaternary Science Reviews, 2019, 210: 113-124. DOI:10.1016/j.quascirev.2019.02.023
[40]
Bauch H A, Kandiano E S, Helmke J P. Contrasting ocean changes between the subpolar and polar North Atlantic during the past 135 ka[J]. Geophysical Research Letters, 2012, 39(11): L11604.
[41]
Spratt R M, Lisiecki L E. A Late Pleistocene sea level stack[J]. Climate of the Past, 2016, 12(4): 1079-1092. DOI:10.5194/cp-12-1079-2016
[42]
Wang P X, Bradshaw M, Ganzei S S, et al. West Pacific marginal seas during Last Glacial Maximum: Amplification of environmental signals and its impact on monsoon climate[C]//Proceedings of 30th International Geological Congress, VSP, Utrecht, the Netherlands, 1997, 13: 65-86.
[43]
Zheng Z, Huang K, Deng Y, et al. A~200 ka pollen record from Okinawa Trough:Paleoenvironment reconstruction of glacial-interglacial cycles[J]. Science China:Earth Sciences, 2013, 56(10): 1731-1747. DOI:10.1007/s11430-013-4619-0
[44]
谢传礼, 翦知湣, 赵泉鸿, 等. 末次盛冰期中国海古地理轮廓及其气候效应[J]. 第四纪研究, 1996(1): 1-10.
Xie Chuanli, Jian Zhimin, Zhao Quanhong, et al. The paleogeographic configuration of China seas and its climatic influence during the Last Glacial Maximum[J]. Quaternary Sciences, 1996(1): 1-10. DOI:10.3321/j.issn:1001-7410.1996.01.001
[45]
Edwards R L, Chen J H, Wasserburg G J. 238U, 234U, 230Th, 232Th systematics and the precise measurement of time over the past 500000 years[J]. Earth and Planetary Science Letters, 1987, 81(2-3): 175-192. DOI:10.1016/0012-821X(87)90154-3
[46]
Cheng H, Edwards R L, Shen C C, et al. Improvements in 230Th dating, 230Th and234U half-life values, and U-Th isotopic measurements by multi-collector inductively coupled plasma mass spectrometry[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2013, 371: 82-91. DOI:10.1016/j.epsl.2013.04.006
[47]
Mccrea J M. On the isotopic chemistry of carbonates and a paleotemperature scale[J]. The Journal of Chemical Physics, 1950, 18(6): 849-857. DOI:10.1063/1.1747785
[48]
Jaffey A H, Flynn K F, Glendenin L E, et al. Precision measurement of half-lives and specific activities of 235U and 238U[J]. Physical Review C, 1971, 4(5): 1889-1906. DOI:10.1103/PhysRevC.4.1889
[49]
Scholz D, Hoffmann D L. StalAge-An algorithm designed for construction of speleothem age models[J]. Quaternary Geochronology, 2011, 6(3-4): 369-382. DOI:10.1016/j.quageo.2011.02.002
[50]
Wang Q, Wang Y, Shao Q, et al. Millennial-scale Asian monsoon variability during the late Marine Isotope Stage 6 from Hulu Cave, China[J]. Quaternary Research, 2018, 90(2): 394-405. DOI:10.1017/qua.2018.75
[51]
Hendy C H, Wilson A T. Palaeoclimatic data from speleothems[J]. Nature, 1968, 219(5149): 48-51. DOI:10.1038/219048a0
[52]
Kim S T, O'Neil J R. Equilibrium and nonequilibrium oxygen isotope effects in synthetic carbonates[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1997, 61(16): 3461-3475. DOI:10.1016/S0016-7037(97)00169-5
[53]
Yu G, Xue B, Liu J, et al. LGM lake records from China and an analysis of climate dynamics using a modelling approach[J]. Global and Planetary Change, 2003, 38(3-4): 223-256. DOI:10.1016/S0921-8181(02)00257-6
[54]
Yuan D X, Cheng H, Edwards R L, et al. Timing, duration, and transitions of the last interglacial Asian monsoon[J]. Science, 2004, 304(5670): 575-578. DOI:10.1126/science.1091220
[55]
Cai Y J, Zhang M L, Peng Z C, et al. The δ18O variation of a stalagmite from Qixing Cave, Guizhou Province and indicated climate change during the Holocene[J]. Chinese Science Bulletin, 2001, 46(22): 1904-1908. DOI:10.1007/BF02901169
[56]
Tan M. Circulation effect:Response of precipitation δ18O to the ENSO cycle in monsoon regions of China[J]. Climate Dynamics, 2014, 42(3-4): 1067-1077. DOI:10.1007/s00382-013-1732-x
[57]
Liu Z Y, Wen X Y, Brady E C, et al. Chinese cave records and the East Asia summer monsoon[J]. Quaternary Science Reviews, 2014, 83: 115-128. DOI:10.1016/j.quascirev.2013.10.021
[58]
Hoffmann G, Heimann M. Water isotope modeling in the Asian monsoon region[J]. Quaternary International, 1997, 37: 115-128. DOI:10.1016/1040-6182(96)00004-3
[59]
Broecker W S, Peteet D M, Rind D. Does the ocean-atmosphere system have more than one stable mode of operation[J]. Nature, 1985, 315(6014): 21-26. DOI:10.1038/315021a0
[60]
Denton G H, Anderson R F, Toggweiler J R, et al. The last glacial termination[J]. Science, 2010, 328(5986): 1652-1656. DOI:10.1126/science.1184119
[61]
Heinrich H. Origin and consequences of cyclic ice rafting in the Northeast Atlantic-Ocean during the past 130, 000 years[J]. Quaternary Research, 1988, 29(2): 142-152. DOI:10.1016/0033-5894(88)90057-9
[62]
McManus J F, Francois R, Gherardi J M, et al. Collapse and rapid resumption of Atlantic meridional circulation linked to deglacial climate changes[J]. Nature, 2004, 428(6985): 834-837. DOI:10.1038/nature02494
[63]
Marino G, Rohling E J, Rodriguez-Sanz L, et al. Bipolar seesaw control on last interglacial sea level[J]. Nature, 2015, 522(7555): 197-201. DOI:10.1038/nature14499
[64]
Regattieri E, Zanchetta G, Drysdale R N, et al. A continuous stable isotope record from the penultimate glacial maximum to the last interglacial(159-121 ka)from Tana Che Urla Cave(Apuan Alps, central Italy)[J]. Quaternary Research, 2017, 82(2): 450-461.
[65]
An Z S, Colman S M, Zhou W J, et al. Interplay between the Westerlies and Asian monsoon recorded in Lake Qinghai sediments since 32 ka[J]. Scientific Reports, 2012, 2(8): 619-625. DOI:10.1038/srep00619
[66]
蒋文静, 赵侃, 陈仕涛, 等. 小冰期十年际尺度亚洲季风变化的四川黑竹沟洞石笋记录[J]. 第四纪研究, 2017, 37(1): 118-129.
Jiang Wenjing, Zhao Kan, Chen Shitao, et al. Decadal climate oscillations during the Little Ice Age of stalagmite record from Heizhugou Cave, Sichuan[J]. Quaternary Sciences, 2017, 37(1): 118-129.
[67]
牛蕊, 周立旻, 孟庆浩, 等. 贵州草海南屯泥炭记录的中全新世以来的气候变化[J]. 第四纪研究, 2017, 37(6): 1357-1369.
Niu Rui, Zhou Limin, Meng Qinghao, et al. The paleoclimate variations of the Nantun peat in the Caohai area since the Middle Holocene[J]. Quaternary Sciences, 2017, 37(6): 1357-1369.
[68]
乐贵明, 王家龙. 太阳黑子相对数最强周期的小波分析[J]. 地球物理学报, 2004, 47(5): 743-746.
Le Guiming, Wang Jialong. Wavelet analysis of the strongest periods in the relative sunspot numbers[J]. Chinese Journal of Geophysics, 2004, 47(5): 743-746. DOI:10.3321/j.issn:0001-5733.2004.05.002
[69]
冯松, 汤懋苍. 2500多年来的太阳活动与温度变化[J]. 第四纪研究, 1997(1): 28-36.
Feng Song, Tang Maocang. The solar activity and air temperature fluctuation in recent 2500 years[J]. Quaternary Sciences, 1997(1): 28-36. DOI:10.3321/j.issn:1001-7410.1997.01.004
[70]
Hong Y T, Wang Z G, Jiang H B, et al. A 6000-year record of changes in drought and precipitation in northeastern China based on a δ13C time series from peat cellulose[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2001, 185(1-2): 111-119. DOI:10.1016/S0012-821X(00)00367-8
[71]
殷自强, 刘冬雁, 庞重光, 等. 全新世气候变化与太阳活动百千年尺度周期分析[J]. 中国海洋大学学报, 2017, 47(7): 112-120.
Yin Ziqiang, Liu Dongyan, Pang Chongguang, et al. The centennial to milleniall-scale cycles analysis of Holocene climatic variability and solar activity[J]. Periodical of Ocean University of China, 2017, 47(7): 112-120.
[72]
Mazzarella A, Scafetta N. Evidences for a quasi 60-year North Atlantic Oscillation since 1700 and its meaning for global climate change[J]. Theoretical and Applied Climatology, 2011, 107(3-4): 599-609.
[73]
Frankignoul C, Gastineau G, Kwon Y. The influence of the AMOC variability on the atmosphere in CCSM3[J]. Journal of Climate, 2013, 26(24): 9774-9790. DOI:10.1175/JCLI-D-12-00862.1
[74]
Wang X, Li J, Sun C, et al. NAO and its relationship with the Northern Hemisphere mean surface temperature in CMIP5 simulations[J]. Journal of Geophysical Research:Atmospheres, 2017, 122(8): 4202-4227. DOI:10.1002/2016JD025979
[75]
Cheng H, Zhang P Z, Spotl C, et al. The climatic cyclicity in semiarid-arid Central Asia over the past 500, 000 years[J]. Geophysical Research Letters, 2012, 39(1): L01705.
[76]
Sun Y B, Yin Q Z, Crucifix M, et al. Diverse manifestations of the mid-Pleistocene climate transition[J]. Nature Communications, 2019, 10(352): 1-11.
[77]
Ding Z L, Liu T S, Rutter N W, et al. Ice-volume forcing of East-Asian winter monsoon variations in the past 800, 000 years[J]. Quaternary Research, 1995, 44(2): 149-159. DOI:10.1006/qres.1995.1059
[78]
孙有斌, 郭飞. 中国黄土记录的季风快速变化[J]. 第四纪研究, 2017, 37(5): 963-973.
Sun Youbin, Guo Fei. Rapid monsoon changes recorded by Chinese loess deposits[J]. Quaternary Sciences, 2017, 37(5): 963-973.
[79]
陈建徽, 饶志国, 刘建宝, 等. 全新世东亚夏季风最强盛期出现在何时?——兼论中国南方石笋氧同位素的古气候意义[J]. 中国科学:地球科学, 2016, 46(11): 1494-1504.
Chen Jianhui, Rao Zhiguo, Liu Jianbao, et al. On the timing of the East Asian summer monsoon maximum during the Holocene-Does the speleothem oxygen isotope record reflect monsoon rainfall variability?[J]. Science China:Earth Sciences, 2016, 46(11): 1494-1504.
[80]
Peltier W R. Global glacial isostasy and the surface of the ice-age Earth:the ICE-5G(VM2)model and GRACE[J]. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 2004, 32: 111-149. DOI:10.1146/annurev.earth.32.082503.144359
[81]
Chappell J, Shackleton N J. Oxygen isotopes and sea-level[J]. Nature, 1986, 324(6093): 137-140. DOI:10.1038/324137a0
[82]
Medina-Elizalde M. A global compilation of coral sea-level benchmarks:Implications and new challenges[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2013, 362: 310-318. DOI:10.1016/j.epsl.2012.12.001
The penultimate deglaciation characters and significance of climatic and environmental changes in Shandong Peninsula, inferred from speleothem δ18O records
Xue Gang1,2, Cai Yanjun1,3,4,5, Ma Le1, Cheng Xing1,2, Li Dong1,2, Wei Yingying1,2     
(1 State Key Laboratory of Loess and Quaternary Geology, Institute of Earth Environment, Chinese Academy of Science, Xi'an 710061, Shaanxi;
2 University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049;
3 CAS Center for Excellence in Quaternary Science and Global Change, Xi'an 710061, Shaanxi;
4 Open Studio for OCCEC, Qingdao National Laboratory for Marine Science and Technology, Qingdao 266061, Shandong;
5 Institute of Global Environmental Change, Xi'an Jiaotong University, Xi'an 710054, Shaanxi)

Abstract

We present the sequences of δ18O and δ13C from 125.8 ka B. P. to 138.0 ka B. P. by a length of 41 cm speleothem sample with an average resolution of 30 years based on the 230Th dating and stable isotope composition analysis of stalagmite (SD1) from Shangxiaofeng Cave (36°21'N, 118°01'E; 560 m a.s.l.) in Shandong Peninsula, and discussed the characteristics of regional climate and environmental changes as well as their linkage with global change during penultimate deglaciation. In total, 18 subsamples were dated by 230Th dating method and 408 powdered subsamples were drilled by using a handheld carbide dental drill at intervals of 1 mm along the central growth axes of this stalagmite for stable isotope analysis. The change pattern of speleothem δ18O between Shangxiaofeng Cave (SD1) and those of Southern China has similarities during penultimate deglaciation, this further confirms that the important influence of the North Atlantic climate on the Asian monsoon during the deglaciation. The multi-taper spectral analysis reveals that δ18O in Shandong region displays significant ca. 60, 75 and 1620 years quasi-cycles over SD1 records, implying solar activity and the North Atlantic Oscillation (NAO) closely link with the climate change in our study site. Meanwhile, there is a "two-step" deglaciation process during penultimate deglacial. Additionally, the δ18O magnitude of the glacial-interglacial change (ca. 0.7‰) is significantly smaller compared to the δ18O records from inland and relatively high elevation caves (Yangkou, Dongge and Sanbao caves) (1.4‰, 2.2‰ and 2.4‰). This significant difference likely result from changes in sea-land configuration shape the monsoon precipitation and its isotope composition during the penultimate deglacial. The sea level changes during the glacial-interglacial transition period may also have an impact on offshore environmental records, continental shelf underlying surfaces, and marine sediment climate proxies.
Key words: stalagmite    oxygen isotope    penultimate deglaciation    weak monsoon interval    coastline shift