第四纪研究  2019, Vol.39 Issue (4): 837-844
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在东亚季风区，石笋的稳定氧同位素(δ18O)尽管其气候意义解读存在争议[1]，仍然是基于石笋的古气候环境研究中应用最为广泛的指标[2~4]。已有研究结果显示东亚季风区石笋δ18O能清晰地记录北大西洋晚更新世的冰筏事件(即Heinrich事件，简称H事件)，在这些H事件中石笋δ18O均表现出明显的偏重。这一变重特征在已报道的川东北地区几支石笋δ18O记录中有很清晰的反映(图 1)[5~8]；但是，这些石笋的另外一个稳定同位素即稳定碳同位素δ13C却很少发现其在H事件中表现出同步变重(图 1)[5~8]。从图 1可以看到，所有H事件中δ18O均显著偏重，但δ13C没有明显偏重。实际上，这一δ18O-δ13C在H事件中差异表现的现象在华东地区的葫芦洞[9]、西南地区的董哥洞[10]和华中地区的豪猪洞[11]都有反映。
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图 1 川东北宋家洞、仙人洞和狮子洞中石笋δ18O指标记录的H1、H3、H4和H5事件及其δ13C记录同期变化 (a)宋家洞石笋SJ3记录的H1[5]；(b)仙人洞石笋XR25记录的H3[7]，但XR25的δ13C记录为未发表数据；(c)宋家洞石笋SJ1记录的H4[8]；(d)狮子洞石笋SI3记录的H5[6] (a)和(c)中δ18O和δ13C都用主坐标轴，而(b)和(d)的δ13C记录用次坐标轴 Fig. 1 The H1, H3, H4 and H5 events recorded by the speleothem δ18O records from Songjia, Xianren and Shizi caves in NE Sichuan and related speleothem δ13C variations. It's clear that all the δ18O records shifted to heavier values during the H events while the δ13C records did not. (a)The H1 in stalagmite SJ3 in Songjia Cave[5]; (b)The H3 in stalagmite XR25 in Xianren Cave[7], and the δ13C record for XR25 is not published; (c)The H4 in stalagmite SJ1 in Songjia Cave[8]; (d)The H5 in stalagmite SI3 in Shizi Cave[6]. Both the δ18O and δ13C records in (a) and (c) use the primary axes. The δ13C records in (c) and (d) use the secondary axes |
已有的研究显示影响石笋δ13C的因素较多[12]。以往报道中提到的因素包括大气CO2的含量及其同位素组成[13~14]、地表植物的密度(或生物量)及植被类型[15~16]、土壤中微生物的活动对有机质的分解[17]、大气降水在土壤层停留的时间[9]、水-岩相互作用[16, 18]、以及洞穴内CO2去气和碳酸盐沉积时的分馏过程(平衡分馏还是动力分馏)和通风作用与蒸发过程[18~19]等。其中很多因素对石笋δ13C的影响是同一个方向的。例如：当气候从冷干向湿润转化时，不仅有利于植被发育和生物量的增加，也有利于C3植物的生长(相对于C4植物)和土壤微生物活动的加强[9~10, 15~17]。这些发生在地表的植被和土壤微生物的响应都有利于石笋δ13C值降低；同时，伴随更加湿润气候的有效降水增加将导致地下水在碳酸盐岩盖层中停留时间缩短、水-岩相互作用减少和来自碳酸盐岩围岩的碳(C)的相对贡献减小，最终有利于石笋δ13C值降低[16, 18]；此外，有效降水的增加通常还将使得洞穴内滴水滴率增加[20]、滴水在钟乳石和石笋表面的流速加快和洞穴空气pCO2增加(更多的土壤空气CO2被地下水带入洞穴内)，以及通常伴随温暖湿润气候的通风效应减弱[19]等。这些洞穴内过程和指标的响应将使得滴水CO2去气作用和先期碳酸盐沉积作用(Prior Calcite Precipitation，简称PCP)减弱，有利于滴水溶解无机碳(DIC)和石笋的δ13C值降低。这些表明，尽管影响石笋δ13C的因素复杂，但当气候发生变化时，地表植被和土壤、洞穴碳酸盐岩盖层和洞穴内的许多过程和因素对石笋δ13C值的影响是同一方向的。但在δ13C信号从地表植被和土壤层向洞穴内石笋传递的过程中也存在少数因素的影响是反方向的。例如降水增加可能导致土壤层中水的停留时间短，来不及与土壤空气达到CO2的溶解平衡从而最终导致石笋δ13C变重[9]，降水增加更易造成水-岩作用在更封闭的条件下进行，也将有利于石笋δ13C变重[21]。
尽管如此，在许多情形下石笋δ13C记录仍然提供了古气候环境变化的有用信息[9, 11]。由于洞穴上覆土壤和洞穴碳酸盐岩围岩是石笋C的两个主要来源，在大多数研究中仍然将地表植被看成是影响石笋δ13C变化的主要因素或主要因素之一。例如，在周厚云等[12]收集的发表在国际期刊上的53个洞穴沉积δ13C的研究实例中，43个认为地表植被类型和/或植被密度(生物量)是影响洞穴沉积δ13C变化的关键因素(之一)。关于地表植被对石笋δ13C变化的影响机制，通常的解释是：如果气候更加温暖湿润，则地表植被中C3植物的占比较高，或者地表的植被密度较大(生物量较高)，这些都使得土壤水和岩溶地下水DIC的δ13C下降并最终导致石笋δ13C变轻；而如果气候更加寒冷干旱时则情况相反，在地表植被中C4植物的占比较高，或者地表的植被密度变小(生物量降低)，最终导致石笋δ13C变重[9~10, 15~17]。
虽然在中国季风区石笋δ18O的气候意义解读存在重大争议[1]，但川东北地区石笋δ18O似乎与降水存在密切关系[22]；此外，附近大鱼洞石笋δ18O记录也显示是指示降水变化的良好指标[23~24]。因此，我们将川东北地区石笋δ18O记录视为指示降水变化的指标。这些记录在H事件中的显著变重(图 1)显示了这一地区降水在H事件中大幅度减少。这种降水变化可能会造成地表植被的显著变化，特别是H1事件，无论从持续的时间长度还是气候变化的幅度，都是晚更新世以来地表所经历的最严重的气候事件。该事件发生时所引起的地表植被变化在众多地质材料中均有记载。这得到了相距不远的神农架湖沼沉积孢粉记录的支持[25]。因此，图 1a显示川东北地区在H1事件中降水曾经大幅度减少，但石笋δ13C并未记录到由此引起的地表植被变化——这一现象很容易使人联想到如下问题：如果H1事件引起的地表植被变化信号都不能在石笋δ13C记录中有所反映，那其他更弱的气候事件中地表植被变化的信号如何能够传输到石笋δ13C记录中？如果在千年尺度上地表土壤水文的变化能对石笋δ13C信号产生重要影响，干扰甚至掩盖植被变化的信号[9]，在更短的时间尺度上，尤其是季节尺度上的土壤水文变化幅度会更大，应该会对石笋δ13C产生更加显著的影响。也就是说，在不同的时间尺度上地表植被变化究竟是不是主控石笋δ13C变化的直接因素？以往大多数研究中所假设的地表植被通过影响土壤水DIC的δ13C和pCO2从而对石笋δ13C产生影响这样一种机制是否真的重要？回答这些问题之前，我们先回顾部分洞穴系统δ13C变化的模拟实验研究。
2 洞穴系统水文影响的模拟研究地下水自土壤层进入碳酸盐岩盖层之后类似于进入了一个黑箱系统，对地下水DIC和石笋δ13C变化的模拟研究主要集中在地下水自碳酸盐岩盖层进入岩溶洞穴之后，而且基本上集中在滴水滴到石笋表面之后[26~31]。地下水在进入岩溶洞穴之后影响δ13C的过程主要有两个：CO2逸出和方解石沉积。无论是在同位素平衡条件下还是在动力分馏条件下，这两个过程的净效应都使得地下水DIC和方解石沉积的δ13C值不断变重[26~31]。这也是在不少研究中提到CO2去气作用和PCP造成洞穴沉积物δ13C值变化的重要原因。影响CO2去气作用和PCP的因素包括地下水和洞穴空气的pCO2差[26]、滴水时间间隔(或称滴率)[27]、地下水在石笋表面的流动速度和距离[27]、洞穴通风强度和伴生的蒸发作用[26]等。这些因素也是洞穴观测和模拟研究所重点关注的地方。周厚云等[12]对此进行了总结；又例如，Romanov等[27]模拟了滴水在石笋表面流动时水膜δ13C随流动距离的变化，分为3种情况：1)CO2去气作用和方解石沉积均在同位素平衡条件下进行；2)CO2去气作用为动力分馏，但方解石沉积在同位素平衡条件下进行；3)CO2去气作用和方解石沉积均在动力分馏条件下进行。结果显示[27]，在不同的滴水时间间隔下δ13C均会随流动距离增加会显著增加，而且这种增加效应还会随温度上升而增加。在温度为10 ℃，流动距离为10 cm时，在情况(1)下，滴水时间间隔分别为10 s和30 s的δ13C增加值分别为0.9‰和2.1‰，差值为1.2‰；在情况(2)下两个滴水时间间隔的差异达到2.8‰ (2.1‰与4.9‰)。大多数溶洞顶部都发育了大量的钟乳石，说明滴水在到达石笋顶部的滴水点之前往往已流经了相当的距离并发生了显著的CO2去气作用和碳酸盐沉积，而且很可能是在动力分馏条件下进行的(因为在最初从基岩底部进入洞穴顶部时地下水与洞穴空气的pCO2差最大，最易发生动力分馏)。因此，Romanov等[27]的模拟结果表明，即便刚进入洞穴时滴水DIC的δ13C是相同的，但滴水时间间隔不同可能会造成刚到达石笋表面的滴水DIC的δ13C差异超过2.8‰。Scholz等[28]模拟了滴水在到达石笋表面后其DIC的δ13C变化，发现变化幅度可以超过7‰，明显大于Dreybrodt[29]的模拟结果。Romanov等[27]和Scholz等[28]的模拟结果都表明，滴水时间间隔越长，石笋δ13C越重；反之亦然。这得到了Riechelmann等[30]和Frisia等[31]的模拟和洞穴观测结果支持，Riechelmann等[30]发现在不同滴水时间间隔下滴水DIC的δ13C差异超过4‰。
以上模拟实验还未考虑洞穴通风对洞穴滴水DIC和石笋的δ13C值的影响。由于洞穴外空气pCO2一般明显小于洞穴内空气的pCO2，通风作用使洞穴滴水和洞穴空气之间的pCO2差增大，进而影响CO2去气作用和PCP，影响滴水DIC和石笋的δ13C值[26~31]。Frisia等[31]和Tremaine等[26]对此进行了观测和计算分析。Frisia等[31]发现意大利东北部Grotta di Ernesto洞冬季强烈的通风效应使滴水在到达石笋表面之前就已经发生了显著的去气作用和13 C富集(δ13C值富集效应达到3.5‰)。通风作用在只有一个很小出口的洞穴中都明显存在[31~32]，是溶洞中几乎普遍存在的现象。而且越冷的气候下洞穴通风作用越强烈[25, 32]。因此，针对不同气候阶段下石笋δ13C的变化，通风作用的影响是不可忽略的因素。特别是考虑到我国季风区气候雨-热同步的特点，通风作用的影响可能会叠加在降水引起的洞穴水文变化上而使其效应更加显著。
综上所述，地下水在进入洞穴之后的流动和滴水速率变化可以解释通常所观察到石笋δ13C变化。
但实际上，洞穴系统水文变化对石笋δ13C的影响除了发生在地下水进入洞穴之后，也可能发生在地下水进入洞穴之前。除了前述的降水在土壤层中的停留时间[9]，极少数模拟研究关注到了地下水自土壤层进入碳酸盐岩盖层后与盖层基岩发生的反应可能对地下水DIC和石笋的δ13C值产生的影响。这是因为地下水与碳酸盐岩基岩反应的过程中会溶蚀部分碳酸盐岩，使其所含的C进入地下水中；而碳酸盐岩的δ13C值一般显著高于地下水中生物来源的δ13C值[21]。碳酸盐岩对地下水C的相对贡献(通常表述为水-岩相互作用)是影响地下水DIC和石笋的δ13C值的重要因素。但这种溶蚀作用受到两个因素的制约。一是时间因素。一般认为渗流水在基岩滞留时间越长会有更多的碳酸盐岩物质经溶蚀进入地下水中[11]，因而也会有更多来自碳酸盐岩的C进入地下水中。另外一个因素是溶蚀过程的开放性程度[21, 33]，或者通常所说的这种溶蚀反应是在开放系统下还是在封闭系统下进行的(自然状况更多的可能是在这两种情况之间的一种过渡状态下进行的)。Hendy[21]通过理论上的计算，认为如果这种溶蚀反应是在封闭系统下进行的，即地下水开始溶蚀碳酸盐岩之后没有新的生物来源的CO2补充，假设土壤来源CO2的δ13C值为-24‰，碳酸盐岩的δ13C值为1‰，在10 ℃和同位素平衡条件下沉积的方解石其δ13C值约-10.7‰；但如果在开放系统下，即在溶蚀过程中不断地有新的生物来源的CO2补充，则最后沉积的方解石δ13C值为-13.2‰。Fohlmeister等[33]在对意大利东北部Grotta di Ernesto洞穴滴水的δ13C值进行观测和模拟研究后指出，滴水δ13C值的变化反映了在碳酸盐岩盖层中溶蚀反应的开放性程度。降水较少的夏季碳酸盐岩的溶蚀过程更偏向于在更开放的系统下进行，而降水较多的冬季则相反。夏季的开放性比值(反映溶蚀过程开放-封闭性的一个参数，1表示溶蚀过程完全在开放系统下进行，0表示在完全封闭系统下进行。解释详见文献[33])在0.15~0.25之间，冬季一般在0.05~0.1之间，而这种开放-封闭性的变化造成的滴水δ13C季节变化可以超过0.5‰ [33]。需要指出的是，这种水文变化造成的碳酸盐岩溶蚀过程的开放-封闭性差异的影响与降水在土壤层中停留时间的影响[9]一样，它们都与水文变化导致的水-岩作用时间[16, 18]和滴水时间间隔的影响[19~20]方向相反。
3 石笋研究实例综合上一节模型模拟的研究结果，可以看到，即便不考虑洞穴通风作用叠加的影响，滴水到达石笋表面后的δ13C富集也以Dreybrodt[29]的模拟结果作为保守估算，不同滴水时间间隔下石笋δ13C值的差异都可以达到6‰ ~7‰甚至以上。这表明，通常在石笋记录中观察到的δ13C变化完全可以用洞穴系统水文的变化来解释。一般滴水时间间隔较短时δ13C较轻，而滴水时间间隔较长时δ13C较重[27~31]。石笋中沉积间断处的δ13C通常显著变重可以看成是支持这一解释的证据，因为石笋沉积间断可以看成是滴水时间间隔特别长的一种特殊情况。由图 2可以看到，川东北宋家洞石笋SJ3顶部存在许多沉积间断的部位δ13C富集达到7‰~8‰ [34]，远远超过SJ3其他时期(包括H1阶段，见Zhou等[5]及图 1a)的δ13C变化。考虑到这一变化发生在末次冰消期以后[34]，如此大幅度的变重难以用植被变化来解释。
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图 2 川东北宋家洞石笋SJ3顶部14 mm的δ13C变化 顶部7 mm有多处沉积间断[34]，可以看到δ13C出现了7‰~8‰的变重 Fig. 2 The δ13C change of the top part (0~14 mm)of stalagmite SJ3 in Songjia Cave from NE Sichuan. The top 7 mm have several hiatuses. It can be seen that the δ13C shows 7‰~8‰ heavier |
应该注意的是，洞穴系统的水文变化既可能是气候变化的结果，也可能与非气候因素(如洞穴上方的供水管道变化)有关。如果是气候变化所致，水文变化对石笋δ13C的影响又可以分为两种情况：1)水-岩作用时间、地下水流速和滴水时间间隔等起主导作用，则石笋δ13C与表征降水的指标(如川东北地区的石笋δ18O)表现出一致的变化，就像在川东北石笋SJ1中观察到的石笋δ13C记录的D/O事件[35]；2)降水在土壤层中的停留时间、碳酸盐岩溶蚀过程的开放-封闭性程度等因素起主导作用[21, 33]。这可能会导致石笋δ13C与表征降水的指标出现不一致甚至相反的趋势。由于对葫芦洞石笋δ18O记录气候解释的争议，我们无法判断该洞穴石笋δ13C-δ18O记录在千年尺度上的负相关[9]是否与这一机制有关。对于华中豪猪洞石笋在H1时期δ13C变轻的现象，Zhang等[11]认为这反映了当地在H1时期经历了更加湿润的气候。如果这一解释是合理的，其与模拟的洞穴内水文变化(主要是滴水时间间隔)经CO2去气作用和碳酸盐沉积对石笋δ13C值的影响一致。不过，豪猪洞石笋δ13C值在H1时期的变化幅度(约1‰)似乎也可以用洞穴盖层碳酸盐岩溶蚀过程的开放-封闭性差异来解释。特别是考虑到神农架湖沼沉积的孢粉记录并不支持这一地区YD时期的气候更加湿润[25]，用碳酸盐岩溶蚀过程的开放-封闭性差异来解释可能更加合理。这两种解释都不认为这一地区地表植被是引起H1时期豪猪洞石笋δ13C变化的主要因素。类似地，在相距不远的川东北宋家洞[5, 8]、仙人洞[7]和狮子洞[6]中，当石笋δ18O记录指示在H事件中出现了显著干旱的气候时，石笋δ13C记录在H事件中并没有表现出明显的同步偏重(图 1)。原因可能也是盖层碳酸盐岩溶蚀过程的开放-封闭性差异干扰了水-岩作用时间、地下水流速和滴水时间间隔等的信号。在这些事件中地表植被也不是影响石笋δ13C变化的主要因素。
图 2所示实际上是非气候因素影响洞穴水文变化的一个例子。川东北宋家洞SJ3顶部的多处沉积间断应该不是气候变化造成的(否则在H1阶段会出现更多的间断)，而是洞穴上方供水管道的变化造成的。另外一个更典型的例子来自川东北梭子洞石笋SZ2。该石笋的δ13C记录显示了完全受到洞穴水文控制的特点，其长期变化趋势与石笋的形态和生长速率吻合[36]，但与地表气候特别是δ18O记录指示的降水(因而也与地表植被)变化似乎没有明显的关联[37](图 3)。
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图 3 川东北梭子洞石笋SZ2的δ13C记录[36]及与石笋形态、生长速率和δ18O记录[37]的比较 注意δ13C记录纵轴反转了；叠加在δ13C记录上的虚线代表各个阶段的δ13C平均值 Fig. 3 Comparison of the δ13C record of stalagmite SZ2 in Suozi Cave from NE Sichuan[36] with its morphology, growth rate and δ18O record[37]. Note that the δ13C record is reversed. The dashed lines overlapped on the δ13C record are the averages of different growth stage |
关于地表植被变化是否是控制洞穴石笋δ13C变化的关键因素，最近Bergel等[38]在美国得克萨斯州中部两个溶洞(Natural Bridge Caverns和Inner Space Cavern)系统的研究工作也许可以提供给我们一些更深的思考。Bergel等[38]经过观测和模型计算后指出，洞穴滴水和石笋C的主要来源是植物较深的根部(如扎入到基岩中的根系)呼吸作用产生的CO2，而不是表层土壤的CO2。地表植被的变化可以引起洞穴水文的改变(如清除地表植被造成旱季滴水更少)，因而也可能对滴水DIC和石笋的δ13C值产生影响。在东亚季风区，由于石笋沉积主要发生在降水较少的冬季[39]，气候变干旱引发植被变化的水文效应会同向叠加在大气降水变化引起的洞穴水文效应上。这可能是在一些石笋中观察到δ13C-δ18O同步同向变化的部分原因[9, 35]。Bergel等[38]的研究结论不仅排除了表层土壤的CO2是影响石笋δ13C值变化的主要因素，也排除了根系较浅的植物(如草类)及土壤中的一些过程(如水在土壤层中的停留时间、土壤有机质的分解等)对石笋δ13C值的影响。虽然Bergel等[38]指出这可能是一种特殊情况，与这一地区的表层土壤较薄(厚约30 cm)有关。但实际上，表层土壤层较薄可能是大多数岩溶地区的共有特征[40~41]。因此，Bergel等[38]的研究结果可能不是一个特例，而可能是岩溶地区普遍存在的现象。Hansen等[42]也指出，石笋δ13C强烈地受到动态过程的影响，而这些影响可能被错误地解读为地表植被的作用。这些说明，对石笋δ13C的影响机制我们可能需要一个更加深入的全新的认识。
4 结语石笋δ13C变化蕴含了丰富的气候环境变化信息。以往的研究虽然许多认为石笋δ13C存在较多的影响因素，但很多时候仍然认为地表植被是主要影响因素之一。本文结合分析川东北地区已发表的和新的石笋δ13C数据，及已有的模拟研究结果，得到以下主要结论：
(1) 在川东北地区，多支石笋记录了在H事件中当地出现了显著干旱的气候，但这种气候变化可能引发的地表植被变化在石笋的δ13C记录中没有反映。地表植被可能不是这些H事件中石笋δ13C变化的主要影响因素。
(2) 模拟结果显示洞穴水文可以解释目前观察到石笋δ13C变化。洞穴系统水文的变化可能是控制石笋δ13C变化的重要甚至主要因素。地表植被可以通过影响洞穴水文[38]进而影响石笋δ13C变化。这种情况下地表植被变化对石笋δ13C的影响将同向叠加在气候(特别是降水)变化造成的地下水流速和滴率变化等对石笋δ13C的影响上。这可能是在不同的时间尺度上存在石笋δ13C-δ18O同步同向变化的部分原因[9, 35]。
(3) 洞穴系统水文变化可以是气候因素(如大气降水)所致，也可以是非气候因素所致(例如碳酸盐岩盖层中管道的变化，和/或洞穴盖层碳酸盐岩溶蚀过程的开放程度变化等)。后者可能造成石笋δ13C与其他指示地表降水变化的指标之间不一致(图 1和图 3)。
洞穴水文系统具有相当的复杂性。这可能解释了为什么石笋δ13C变化的空间差异性突出、甚至在同一洞穴中同一时间段的石笋δ13C的值和变化趋势也会存在明显差异的现象。将石笋δ13C作为地表植被变化的指标在今后的研究中需要特别审慎对待。
致谢: 感谢多位审稿专家建设性的修改意见。
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Abstract
It is generally accepted in previous studies that the speleothem δ13C record is complicated by a series of factors. Nevertheless, vegetation was usually reported in most studies to be one of the main factors affecting the speleothem δ13C record. In this study, speleothem δ18O and δ13C data from northeast Sichuan in Central China (including both published and unpublished), especially the variations of the δ18O and δ13C records during four Heinrich events (H1, H3, H4 and H5), and the results of modeling simulations were combined to analyze the effect of vegetation on the speleothem δ13C records. All the four δ18O records showed remarkable positive excursions during Heinrich events, but the related δ13C records didn't. Changes in the vegetation probably caused by the speleothem-δ18O-derived drier climates left little imprint on the four δ13C records during these Heinrich events including the most serious H1 since the Late Pleistocene. It is inferred that vegetation may not be the major factor causing speleothem δ13C variations. This is in accordance with the results of modeling simulations which indicated that changes in the hydrology of a karst cave system was capable of explaining the δ13C variations usually observed in speleothems. Changes in the hydrology of a karst cave system may be caused by rainfall. It may also be caused by other factors such as modification of the fractures and fissures in the epi-karst system overlying a cave, which usually leads to the dissimilarity between the speleothem δ18O and δ13C records as is observed in the four speleothems in NE Sichuan in Central China. Changes in the vegetation may alter the cave hydrology and superimpose its effects on the speleothem δ13C record in the same direction as rainfall. The hydrological complexity of a karst cave system may explain the complicated variations of the speleothem δ13C records.