2019, Vol.39
2 Department of Earth Sciences, University of Minnesota, Minneapolis, MN 55455, USA;
3 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)
新仙女木事件(Younger Dryas, 简称YD)是末次冰消期急剧升温过程中发生的一次快速降温事件[1]。Jensen[2]最早在丹麦Allerød冰缘带沉积物中发现北极苔原植物仙女木, 由此将该事件命名为新仙女木事件。随后, 该事件被广泛发现于北大西洋海洋沉积记录和陆相记录中[3~6]。各国学者利用湖泊沉积、泥炭、洞穴石笋等地质记录或气候模拟方法对YD事件进行了大量研究[7~13], 然而, 受限于记录年代误差或者样品分辨率的影响, 关于YD事件的精确起止时间和精细内部结构目前尚无定论[7, 14~16]。尽管多数研究认为YD事件的触发机制是大量淡水注入北大西洋导致的大西洋径向翻转流(Atlantic Meridional Overturning Circulation, 简称AMOC)减弱[17~18], 但是仍存在许多争议[17~23]。
洞穴石笋记录由于具有高精度绝对定年和高分辨率代用指标的优势, 能够较精确地重建气候突变事件(如YD事件)的起止时间和精细内部结构。截至目前, 东亚季风区多个洞穴的石笋记录清晰记录了响应于YD事件的弱夏季风事件, 例如南京葫芦洞[24]、贵州董哥洞[25~26]和衙门洞[27]、河南东石崖洞[28]、湖北三宝洞[29~30]、青天洞[31~32]和龙腑宫洞[33]、北京苦栗树洞[34]、山西莲花洞[35]、福建仙云洞[36]、沂水地下大裂谷[37]、汉中祥龙洞[38]等。YD时期, 上述东亚季风区石笋δ18O[24~38]记录的弱夏季风事件在年代误差范围内与格陵兰冰芯δ18O记录[15]具有很好的一致性, 说明YD时期东亚夏季风减弱可能与AMOC减弱、北半球变冷导致赤道热带辐合带(Intertropical Convergence Zone, 简称ITCZ)南移有关。然而, YD时期东亚季风区石笋δ18O记录在细节上也有差异, 这些差异是由于定年误差或分辨率不同造成的呢还是气候因素？仍需要更多的地质记录来验证。
本研究利用江西省万年县神农宫溶洞内的一支文石石笋, 通过距顶部220~388 mm高精度的230Th定年和高分辨率的稳定同位素测试分析, 建立了13614~10811 a B. P.平均分辨率12年的东亚夏季风强度变化序列, 详细研究了响应于北大西洋YD事件的东亚弱夏季风事件的精确起止时间和精细内部结构, 通过与东亚季风区石笋记录以及其他地质记录进行对比研究, 进一步探讨了YD事件期间东亚季风与全球气候变化之间的联系。
1 研究地区、材料和方法神农宫洞穴(28°42′39″N, 117°15′4.2″E；海拔高度383 m)位于江西省上饶市万年县大源镇盘岭乡(图 1b), 距离南昌市直线距离约130 km。距离神农宫最近(45 km)的基准气象站点贵溪站1951~2010年的气象资料显示, 研究地区年平均降水量为1875 mm、年平均温度为18.5 ℃。从贵溪站月平均降雨量和月平均温度分布图(图 1a)上可以看出:研究地区6月份降水最多, 进入7月后降雨量骤减；从全年来看, 上半年(1~6月)的降雨量明显大于下半年(7~12月)。夏季风(5~9月)降水量占全年降水量的54 %, 非夏季风(10月~次年4月)降水量占全年降水量的46 %, 其中春季(3~4月)降水量占全年降水量的30 % [39]。距离神农宫最近的GNIP长沙站点(GNIP网站: http://www.iaea.org/)1988~1992年月平均降水δ18O数据(图 1a)表明:研究区春季降水δ18O值显著偏正, 从5~6月份开始, 随着东亚夏季风爆发δ18O值快速变小, 一直持续到9月份, 随着东亚夏季风结束, 10月份δ18O值开始偏正；11月至次年4月, δ18O值一直偏正。夏季风降水(5~9月)δ18O平均值为-8.5 ‰, 而非夏季风降水(10月~次年4月)δ18O平均值为-4.1 ‰。
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图 1 研究区的月平均温度(红色)、降水量(灰色)和降水δ18O(蓝色)分布图(a)和记录了YD时期东亚季风变化的部分洞穴石笋位置分布图(b，神农宫为本研究洞穴) (a)灰色柱状图和红色曲线分别为1951~2010年贵溪站月平均降雨量和月平均温度变化，蓝色曲线为GNIP长沙站点1988~1992年月平均降水δ18O变化 Fig. 1 Panel (a):Mean monthly temperature(red curve), precipitation(gray bars)and δ18O value(blue curve)from the meteorological stations in the study area. Mean monthly air temperature and precipitation data(1951~2010)are from Guixi Station, and mean monthly precipitation δ18O data(1988~1992)are from the Changsha GNIP Station. Panel (b):Related cave sites in the East Asian summer monsoon region are shown by black dots and Shennonggong Cave(this study)is shown by the red dot |
神农宫洞穴发育于江西省怀玉山西段石炭系船山组-黄龙组的碳酸盐地层中, 万年地区舟山组以灰岩为主, 夹少量白云岩, 黄龙组为白云岩及白云质灰岩[40~41]。洞穴上覆围岩厚度变化范围为20~80 m, 平均约50 m。洞穴全长7200 m, 目前只有2400 m对游客开放。洞穴监测结果(2011~2013年)表明洞内温度为16.5~21.5 ℃, 相对湿度约为100 %。石笋样品SN29采集于距离洞口约200 m处。沿SN29的生长轴线切开、抛光后, 肉眼可见典型的放射状文石晶簇[41], 具有明显的纯白色和暗灰色沉积旋回(图 2)。XRD结果显示该石笋整体均由纯文石组成, 不论是纯白色还是暗灰色处均为纯文石。SN29总长度为426 mm, 本文主要讨论生长于YD及其前后时期的220~388 mm区段(图 2)。关于SN29的沉积旋回特征及其影响因素本文并未进行分析讨论, 有待进一步研究。
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图 2 石笋样品SN29的剖面图(本文的研究区段为距顶部220~388 mm) 其中红色矩形表示铀系定年的采样位置，蓝色箭头分别标出了YD弱夏季风事件开始和结束的位置 Fig. 2 Imageof the polished section of stalagmite SN29. The section used for this study is between 220 mm and 388 mm from the top. The red rectangles show sub-sample positions for 230Th dating. Blue arrows indicate the onset and end positions of the YD event |
本研究的铀系定年和稳定同位素测试分析工作均在西安交通大学同位素实验室完成。用直径为0.5 mm的钻头在石笋SN29抛光面上研究区段内钻取20个230Th测年样品(表 1), 每个样品约30 mg。在超净室内完成测年样品的化学前处理, 并在多接收等离子体质谱仪上进行测试分析。化学前处理方法和仪器测试分析方法请分别参照Edwards等[42]和Cheng等[43]。用直径为0.3 mm的钻头沿石笋生长中心轴从距顶部220 mm至388 mm钻取氧、碳稳定同位素样品, 每毫米采集1个粉末样品, 共获取169个稳定同位素分析样品。采用碳酸盐自动进样装置Kiel与稳定同位素质谱仪MAT253联机测试分析, 在样品序列前后分别插入两个标准样品(TTB1), δ18O和δ13C的分析误差分别优于± 0.07 ‰和± 0.06 ‰ (2σ), 结果均为相对于VPDB标准。
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表 1 样品SN29的230Th年龄结果一览表* Table 1 230Th dating results for stalagmite SN29 from Shennonggong Cave |
研究区段内共测试分析了20个230Th年龄数据, 表 1列出了石笋SN29的230Th测年数据结果。由于SN29为文石样品, 铀含量较高(800~7405 μg/L)且232Th含量较低(52~3773 ng/L), 因此230Th年龄误差均较小(13~48年)。所有年龄并未出现年龄倒序问题。本研究利用COPRA方法[44]建立了SN29的年龄模式(图 3), 由此建立了SN29距顶部220~388 mm区段在13614~10811 a B. P.时段的δ18O变化序列, 平均分辨率为12年。
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图 3 石笋样品SN29的COPRA年龄模式(蓝线)和模拟的误差范围(红线, 置信水平为97.5 %) 黑色误差棒表示石笋230Th年龄及误差(± 2σ) Fig. 3 SN29age model(blue curve)and modeled age uncertainties(red curves, 97.5 %confidence level)obtained by using COPRA. Black error bars indicate 230Th ages and dating errors(± 2σ) |
利用石笋δ18O进行古气候重建时, 首先要确认该石笋沉积过程处于同位素平衡分馏条件下, 由此才能排除动力分馏过程对石笋δ18O变化的影响。研究表明[45], 利用“Hendy Test”准则和重复性准则[46]可进行同位素平衡分馏检验。“Hendy Test”准则[46]是指以下两条检验: 1)石笋同一生长层的δ18O值在误差范围内一致, 没有出现边侧δ18O值偏正现象。2)同一生长层内δ18O与δ13C之间没有相关性。根据“Hendy Test”准则, 本文选取了SN29剖面上研究区段内3个不同的生长层, 沿每个生长层从左至右以1 mm间距取8个样品进行同位素测试分析。结果显示每个生长层的δ18O和δ13C值基本一致, 且δ18O与δ13C之间相关性不显著(图 4)。“重复性”准则是指如下检验:同一洞内或同一区域不同洞穴相同时段的不同石笋的δ18O记录具有良好的重复性[45, 47]。石笋SN29的δ18O序列与东亚季风区其他石笋δ18O记录[24~25, 27, 32, 34~35, 48]具有一致性变化(图 5b~5h), 满足“重复性”检验准则。由此可见, 石笋SN29沉积过程处于同位素平衡分馏条件下, 受动力分馏作用影响较小, 即SN29的δ18O变化主要受洞外水文气候条件变化的影响。
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图 4 石笋SN29的“Hendy Test”检验结果 (a)距离石笋顶部不同深度各生长层δ18O和δ13C的值；(b)不同生长层δ18O与δ13C的关系 Fig. 4 "HendyTest" along three growth layers of sample SN29.(a)The δ18O and δ13C variance along growth layers varies; (b)Plots of δ18O versus δ13C for subsamples from the same layer |
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图 5 YD时期东亚季风区石笋记录与格陵兰冰芯记录对比 (a)格陵兰冰芯NGRIP δ18O记录[15, 65~66]；(b)莲花洞[35]；(c)苦栗树洞[34]；(d)青天洞[32]；(e)葫芦洞[48]；(f)衙门洞[27]；(g)董哥洞[25]；(h)神农宫(本研究)图下方横坐标为所有石笋记录的年代坐标；图上方横坐标为NGRIP的年代坐标, 为GICC05×1.0063[65~66], 其相对石笋时标(下方)向年轻方向移动了100年；图中右侧和左侧的蓝色柱分别表示YD事件的开始和结束时段, 黄色和灰色柱表示格陵兰冰芯δ18O记录的4次明显的增暖波动(A1、A2、A3和A4)及可能与之相对应的东亚夏季风增强事件(A1′、A2′、A3′和A4′) Fig. 5 Comparisonof the YD event among stalagmite δ18O records from Lianhua[35](b), Kulishu[34](c), Qingtian[32](d), Hulu[48](e), Yamen[27](f), Dongge[25](g), Shennonggong(h, this study)caves, and the Greenland NGRIP δ18O record[15, 65~66](a). Note that the NGRIP timescale(upper, GICC05×1.0063)[65~66] is shifted to younger side relative to the speleothem 230Th timescale(lower)by 100 yrs within its age uncertainty. The two blue bars indicate the onset(right side)and termination(left side)of the YD event. Two yellow and two gray bars indicate four possible warm events in NGRIP δ18O record(A1, A2, A3 and A4)that possibly correlate to four enhanced summer monsoon events in the stalagmite δ18O records(A1′, A2′, A3′ and A4′) |
近20年来, 中国石笋古气候研究取得了举世瞩目的成果[24, 48~54], 然而, 由于东亚季风区降水δ18O的影响因素较为复杂, 导致东亚季风区石笋δ18O的气候意义仍存在较大争议(如水汽源[55]、水汽路径[56]、温度[57]等)。研究认为:在冰期-间冰期尺度上, 中国南方石笋δ18O变化主要受控于水汽从热带印度洋-太平洋向中国东南部输送过程中的剩余比例[25]；在轨道-千年尺度上, 东亚季风区石笋δ18O通常被解释为东亚夏季风强度或夏/冬降水量比率变化[24], 或者指示从热带季风源区到洞穴位置大尺度范围内的季风降水变化[52]；在百年-十年际尺度上, 位于东亚季风边缘区的多个石笋记录研究表明, 季风边缘区石笋δ18O可以指示东亚夏季风降水量的变化[58~60]。通过对器测数据进行分析, 谭明[61~64]提出东亚季风区石笋δ18O变化受“环流效应”控制:当印度洋和中东太平洋海温偏高时, 西太副高位置偏南西伸而强, 东亚季风区水汽主要来自于西太平洋, 而来自印度洋的远源水汽份额小；当印度洋和中东太平洋海温偏低时, 西太副高位置偏北且东缩而弱, 东亚季风区来自远源印度洋的水汽份额增大, 导致东亚季风区降水和石笋δ18O偏负。通过对鄂西豪猪洞石笋进行氧、碳同位素、微量元素多指标分析, Zhang等[67]认为长江中游地区石笋δ18O并不能指示当地降水量变化, YD时期豪猪洞石笋δ18O显著偏正, 但是豪猪洞微量元素记录、大九湖泥炭孢粉记录和气候模拟结果显示长江中游地区是湿润的。认为这是由于YD时期, 西风增强且位置长时间处于青藏高原南侧导致梅雨带在长江中游地区停滞时间较长造成的[67]。由此可见, 尽管东亚季风区石笋δ18O指示东亚季风强度变化并与大尺度环流变化有密切关系, 但是东亚季风区的降水量变化具有显著时空差异性, 在对石笋δ18O指标意义进行解释时并不能一概而论。
研究地区位于典型的江南春雨区, 夏季风降水量与非夏季风降水量比例相当, 但是二者的δ18O值却具有显著差异, 即夏季风降水δ18O值明显偏负, 非夏季风降水δ18O显著偏正[39]。所以, 研究区年降水加权平均δ18O值受到夏季风降水和非夏季风降水的共同影响。通过对江西北部峨嵋洞(位于29°33′18″N, 115°29′44″E, 神农宫溶洞西北方向160 km处)生长于过去200年的年纹层石笋记录和器测资料进行分析研究, Zhang等[39]认为赣北地区石笋δ18O变化在年-年代际尺度上主要受控于夏季风降水量/非夏季风降水量比值(即降水量季节性)的变化, 即石笋δ18O偏负指示夏季风降水量/非夏季风降水量比值增大, 反之则减小。同时降水量季节变化及石笋δ18O与ENSO、太平洋年代际涛动和西太副高有密切联系[39]。通过对神农宫一支石笋进行研究发现, 在百年尺度上, 尽管非夏季风降水可能也有一定影响, 神农宫石笋δ18O主要受控于东亚夏季风降水量变化, 即石笋δ18O偏负指示研究区东亚夏季风降水增多[68]。YD时期, 石笋SN29的δ18O记录在千年尺度上表现出与东亚季风区其他石笋记录一致的显著偏正现象, 我们认为在千年尺度上神农宫石笋δ18O指示东亚夏季风强度变化, 即石笋δ18O偏正指示东亚夏季风强度减弱, 夏季风降水量与非夏季风降水量比值减小。尽管SN29的δ13C记录在该时期也表现出显著偏正现象, 可能指示东亚夏季风降水量显著减少, 但是仍需要其他证据和研究来进一步验证。本文重点讨论响应于YD事件的神农宫石笋δ18O记录的弱季风事件的精确起止时间和内部结构, 关于这一时期的季风降水量到底是如何变化的暂不做深入讨论。
3.2 YD时期赣北石笋与其他石笋记录的对比高精度高分辨率的神农宫石笋δ18O记录清晰地记录了江西地区在YD时期的气候变化, 显著偏正的δ18O指示了东亚夏季风显著减弱(图 5h)。SN29记录显示: δ18O值从12851±16 a B. P.的- 6.6 ‰开始持续偏正, 标志着YD事件开始, 一直持续到12602±14 a B. P.的- 5.2 ‰, 开始阶段共经历了约249年, δ18O变幅为1.4 ‰ (图 5中右侧蓝色柱)。从12602±14 a B. P.到11721±21 a B. P.期间, δ18O值一直处于偏正状态(平均值为- 5.4 ‰), 持续了约881年, 具有长期偏正的趋势且期间有两次明显的偏负波动(图 5中灰色柱A1′和A3′)对应着格陵兰冰芯δ18O记录的偏暖波动(图 5中灰色柱A1和A3)；而格陵兰冰芯δ18O记录的另外两次偏暖波动(图 5中黄色柱A2和A4)并没有在神农宫石笋记录中发现相应的夏季风增强事件。δ18O值从11721±21 a B. P.的- 5.0 ‰开始持续变负, 一直持续到11575±19 a B. P.的- 6.2 ‰, 标志着YD事件完全结束, 结束阶段共经历了约146年, δ18O变幅为1.2 ‰ (图 5中左侧蓝色柱)。整个YD弱季风事件经历了1276±35年, δ18O变幅为1.7 ‰。
从图 5中可以看出, YD时期神农宫石笋δ18O记录与东亚季风区从北至南分布的苦栗树洞[34]、莲花洞[35]、青天洞[32]、葫芦洞[48]、衙门洞[27]和董哥洞[25]石笋δ18O记录整体上具有很好的一致性。然而, 东亚季风区各石笋记录在细节上仍具有一些差异: 1)关于YD弱季风事件的开始时间, 苦栗树洞、莲花洞、葫芦洞、衙门洞和神农宫的δ18O记录在误差范围内一致, 而青天洞和董哥洞的δ18O记录要偏早100~200年, 可能是由于缺少年代点控制或年代误差较大造成的。2)关于YD开始阶段δ18O达到最正值的时间, 苦栗树洞、莲花洞、董哥洞和神农宫的δ18O记录在误差范围内一致, 而青天洞、葫芦洞和衙门洞的δ18O记录要偏晚100~200年, 可能与定年误差有关。总体上看, 东亚季风区从北至南各石笋记录在YD开始阶段的时间在误差范围内是基本一致的, 且与格陵兰冰芯记录[15, 65~66]在误差范围内一致, 表明东亚季风区气候对北高纬冷事件的快速响应。需要指出的是, 由于冰芯NGRIP的年代误差在11740 a B. P.时就达到了100年[15, 65~66], 所以本研究将NGRIP的时间坐标向年轻方向调整了100年(图 5a和图 6a)。3)关于YD事件的内部结构, 格陵兰冰芯δ18O记录中具有4次明显的增暖波动(图 5中黄色和灰色柱)。苦栗树洞[34]δ18O记录了3次显著的偏负波动(A1′、A2′和A3′)分别与格陵兰冰芯NGRIP δ18O记录中的3次偏正波动(A1、A2和A3)相对应[34]。但是格陵兰冰芯δ18O记录中的第四次偏正波动A4在苦栗树洞δ18O记录中并不明显。莲花洞δ18O记录[35]可能是受到生长速率和采样分辨率的限制, 具有两次明显的偏负波动A2′和A4′, 但A1′和A3′并不明显。青天洞[32]、葫芦洞[48]和衙门洞[27]的δ18O记录除了均具有这4次百年尺度偏负波动外, 还具有显著的年代际波动。董哥洞[25]和神农宫石笋δ18O记录比较一致, A1′和A3′这两次偏负波动比较明显, 分别对应着格陵兰冰芯δ18O记录[15, 65~66]中的A1和A3偏正波动, 但是A2′和A4′偏负波动并不明显。这种内部细节的差异可能是由于石笋生长速率和采样分辨率差异造成的, 然而SN29生长速率较快且定年误差较小, 似乎也很难归因于这一因素。而且低纬地区的仙云洞[36]、董哥洞[25]和神农宫δ18O记录均具有A1′和A3′明显而A2′和A4′不明显的内部特征。因此, 我们推测各石笋记录在YD内部的结构差异可能是由于不同洞穴地区对YD弱夏季风事件的响应差异造成的。4)关于YD事件的结束时间, SN29的δ18O记录的结束过程从11721±21 a B. P.开始, 在误差范围内与莲花洞、青天洞、董哥洞、衙门洞和葫芦洞δ18O记录一致, 苦栗树洞δ18O记录则偏晚约100年。SN29的δ18O记录在11575±19 a B. P.达到YD持续偏正后的第一个最负值, 标志着YD弱季风事件完全结束, 与董哥洞和莲花洞δ18O记录在误差范围内一致, 但是苦栗树洞、青天洞、葫芦洞和衙门洞δ18O记录偏晚约50~150年。在结束阶段, 高精度的神农宫δ18O记录表现出先缓慢偏负(80±21年, 图 5h中红色箭头)而后快速偏负(66±19年, 图 5h中红色箭头)的过程, 与具有年层控制的青天洞记录很相似[32](图 5d中红色箭头, 第一阶段缓慢变化经历了90年, 第二阶段快速结束仅11年)。衙门洞、董哥洞和葫芦洞记录也均具有类似特征, 莲花洞记录不是很清晰, 苦栗树洞δ18O记录没有表现出先期缓慢偏负的过程, 而是直接快速偏负(该时段具有年纹层控制, 小于38年, 最快20年)[34]。福建仙云洞石笋δ18O记录结束过程为持续缓慢偏负, 共经历了378年[36], 所需时间比其他记录都要长, 然而该记录的定年误差相对大些。尽管神农宫记录的采样分辨率或定年误差在一定程度上可能会导致其与苦栗树洞和青天洞记录在结束过程上的差异, 但是均具有年层控制的苦栗树洞和青天洞记录在结束阶段也是有细微差异的, 所以并不能把上述差异完全归因于定年误差和样品分辨率的影响。综合来看, 我们认为YD结束阶段低纬地区神农宫和仙云洞记录[36]与高纬度地区的苦栗树洞[34]和莲花洞[35]石笋记录相比, 发生时间早、所需要时间长、过程相对缓慢, 这种差异表明东亚季风区低纬地区的YD结束过程可能早于高纬地区, 但仍需要更多的高精度高分辨率记录来进一步验证。5)关于YD弱夏季风事件的整体变化幅度: SN29石笋δ18O值的变化幅度(1.7 ‰)与青天洞、衙门洞、董哥洞、葫芦洞的变化幅度一致, 小于莲花洞、苦栗树洞的δ18O变化幅度(约2.3 ‰)。这种变化幅度上的差异可能与YD时期东亚季风区水汽源、水汽路径变化或温度影响有关。
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图 6 神农宫石笋SN29的δ18O记录(b)与高低纬度不同地质记录(a, c~e)的对比图 (a)NGRIP δ18O[15, 65~66], (c)Cariaco海洋沉积物反照率灰度记录[69], (d)Cariaco海表温度记录[70], (e)大西洋Burmuda沉积物231Pa/230Th记录[71]；格陵兰冰芯时标(上方)为GICC05×1.0063[65~66], 其相对石笋时标(下方)向年轻方向移动了100年 Fig. 6 Comparisonbetween the SN29 δ18O record(b) and other records.(a)NGRIP δ18O[15, 65~66]; (c)Cariaco sediment reflectance(gray scale)[69]; (d)Cariaco Sea surface temperature(SST)[70]; (e)231Pa/230Th record of Burmuda rise from western subtropical Atlantic[71]. Note that the NGRIP timescale(upper, GICC05×1.0063)[65~66] is shifted to younger side relative to the speleothem 230Th timescale(lower)by 100 yrs within its age uncertainty |
目前, 多数研究认为YD事件的主要触发机制是大量淡水注入北大西洋导致的AMOC减弱[17~18], 即在末次冰消期持续升温的过程中, 北美劳伦泰冰盖融化产生的冰川融水汇集在阿加西湖冰坝内, 冰坝崩塌后大量淡水注入到北大西洋中, 导致北大西洋AMOC减弱, 低纬热量向北高纬的传输减弱或停止, 北高纬地区气候快速变冷, ITCZ向南移动, 进而影响全球各气候系统。然而, 也有学者认为是气候系统外驱动力如太阳辐射、火山喷发或彗星撞击地球等因素造成的(请详见综述文章[23]及其中参考文献)。
YD时期东亚季风区各石笋δ18O记录在误差范围内基本一致, SN29石笋δ18O记录与格陵兰冰芯NGRIP δ18O记录[65~66](图 6, NGRIP年龄坐标向年轻方向调整了100年)和热带低纬Cariaco海洋沉积物反照率灰度记录[69]在误差范围内也具有一致的变化, 进一步证实了YD事件对全球范围不同纬度和地区均产生了重要影响, 东亚夏季风变化对北大西洋YD事件响应快速。江西南部大湖泥炭[72]和湖南南部大坪泥炭[73]的腐殖化度、孢粉、总有机质等多指标记录研究均表明, YD时期江西和湖南地区为冷、干的气候环境条件。YD时期, 神农宫石笋δ18O和δ13C记录均显著偏正, 可能指示该时期东亚季风减弱、夏季风降水量减少的冷干气候条件, 与江西和湖南的泥炭记录[72~73]具有一致性, 进一步支持了模拟研究发现的YD时期中国东部降水表现出“南北旱中部涝”的三极模态[67]。然而, 也有学者通过对大湖泥炭的总有机碳和孢粉记录进行研究, 认为YD时期江西南部为冷湿的气候环境[74], 后期将对神农宫石笋进行微量元素和δ13C指标开展深入研究, 进一步确定YD时期研究区的降水变化。
YD时期, 格陵兰冰芯δ18O记录表明北高纬地区快速变冷[65~66](图 6a), 亚热带大西洋西部海洋沉积物231Pa/230Th记录指示北大西洋AMOC快速减弱[71](图 6e), Cariaco海表温度快速下降[70]、上升流显著减弱[69](图 6d和6c)。通过对比以上记录, 可以发现随着北高纬快速变冷, 北半球中、低纬度地区均表现出快速响应, 表明东亚季风与北高纬地区的气候变化具有密切联系和响应。从机制上来看, 当AMOC减弱或停止时, 通过AMOC向北高纬传输的热量大大减少, 导致北半球温度快速降低, 北大西洋地区海冰扩张, 北半球高、低纬间温度梯度增大, 西风增强；同时, 南半球逐渐升温, 使得ITCZ向南半球方向移动, 东亚夏季风减弱, 这与神农宫石笋以及东亚季风区其他石笋δ18O记录显著偏正指示的东亚夏季风减弱具有一致性。因此, YD时期东亚夏季风减弱事件应该是对大量淡水进入北大西洋导致AMOC减弱、北高纬变冷、ITCZ南移的快速响应。
4 结论(1) 通过对江西北部神农宫石笋SN29进行高精度230Th定年和氧、碳稳定同位素测试分析, 建立了13614~10811 a B. P.期间平均分辨率12年的石笋δ18O变化序列。在12851~11575 a B. P.时段, δ18O值偏正约1.7 ‰, 指示了响应于YD事件的东亚夏季风减弱事件。
(2) SN29为高铀含量文石石笋且生长速率较快, 精确界定了响应于YD事件的东亚弱季风事件的起止时间和精细内部结构。SN29记录的YD弱季风事件从12851±16 a B. P.开始, 在12602±14 a B. P.到达最弱期, 开始阶段共经历了约249年；从12602±14 a B. P.到11721±19 a B. P.期间, 东亚夏季风一直处于较弱时期, 其间有两次明显的增强波动；YD结束阶段从11721±21 a B. P.开始, 到11575±19 a B. P.完全结束, 结束阶段共经历了约146年。整个YD弱季风事件经历了1276±35年。
(3) YD时期, SN29石笋δ18O记录与东亚季风区其他石笋δ18O记录在误差范围内基本一致, 内部精细结构上稍有差异, 这可能与定年误差和样品分辨率差异有关, 也可能是由于东亚夏季风降水对YD事件的区域响应差异造成的。SN29石笋δ18O记录与格陵兰冰芯δ18O记录和低纬度其他地质记录的发生时间基本一致, 表明YD时期东亚夏季风减弱事件可能是对大量淡水进入北大西洋导致AMOC减弱、北半球变冷、ITCZ南移的快速响应。
致谢: 笔者感谢南京师范大学刘殿兵老师和南通大学董进国老师提供了青天洞和莲花洞的石笋记录；感谢审稿专家和编辑部杨美芳老师宝贵的修改意见。
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,
Cheng Hai1,2,
Cai Yanjun1,3,
Kathayat Gayatri1,
Ning Youfeng1,
Edwards R Lawrence2,
Meng Binglin1
2 Department of Earth Sciences, University of Minnesota, Minneapolis, MN 55455, USA;
3 State Key Laboratory of Loess and Quaternary Geology, Institute of Earth Environment, Chinese Academy of Sciences, Xi'an 710061, Shaanxi)
Abstract
The Younger Dryas (YD) event is the major and most extensively studied climatic event during the transition from the last glacial period into the present Holocene interglacial, so far it has been reported in many geological archives/records in the world. However, due to dating uncertainties and/or temporal-resolution, the precise timing and structure of the YD event and its trigger mechanism remain in debate.Shennonggong Cave (28°42'39"N, 117°15'4.2"E; 383 m a.s. l.) is located in Wannian Town, Shangrao City, Jiangxi Province, Southeastern China. The cave developed in the Carboniferous limestone of the Chuanshan and Huanglong groups, which are mainly composed of limestone and interbedded dolostone. The thickness of the cave roof ranges from about 20 m to about 80 m, with average of ca. 50 m. The length of the cave is 7200 m. The temperature inside the cave varied from 16.5℃ to 21.5℃ and the relative humidity inside was close to 100% during the period of 2011~2013. This region is strongly influenced by the East Asian summer monsoon (EASM). The annual average temperature is 18.5℃ and the mean precipitation is 1875 mm.A stalagmite (SN29) was collected 200 m behind the cave entrance with 426 mm in height. This study focuses on the 220~388 mm of distance from the top. A total of 169 subsamples for stable isotopic measurements were drilled along the central axis of SN29 at an interval of 1 mm. We provide a new precisely dated high-resolution (12 yrs) stalagmite δ18O record (SN29) from Shennonggong Cave, which characterized in detail the timing and structure of the weakened EASM during the YD event. The study section of the stalagmite SN29 spans time range from 13614 a B. P. to 10811 a B. P., and the δ18O record is reconstructed by 169 δ18O data and 20 high-precision 230Th dates. The sample SN29 is composed of aragonite with high growth rate, which allows us to reconstruct a high-resolution record with an unparalleled age constraints with typical errors less than 20 yrs. The YD event in our record manifests a heavier δ18O excursion from 12851 a B. P. to 11575 a B. P. with an amplitude of 1.7 ‰, indicating a significantly weakened summer monsoon period. Our results show that the onset of the EASM YD began at 12851±16 a B. P. and lasted for ca. 249 yrs, The end of the YD began at 11575±19 a B. P. and lasted for ca. 146 yrs. The duration of the event is thus 1276±35 yrs. The timing of the YD event in the SN29 δ18O record is within errors consistent with previously reported stalagmite δ18O records in the EASM region. A close comparison with other records from high and low latitudes supports a current notion that the weakened EASM during the YD event might be caused by the southward shift of the Intertropical Convergence Zone resulted from the reduction of the Atlantic Meridional Overturning Circulation and cooling of the Northern Hemisphere, which is possibly triggered by fresh water injection into the North Atlantic Ocean.