2018, Vol. 36扩展功能
文章信息
- 张伟宏, 廖泽波, 陈仕涛, 邵庆丰, 段福才, 朱丽东, 王天阳
- ZHANG WeiHong, LIAO ZeBo, CHEN ShiTao, SHAO QingFeng, DUAN FuCai, ZHU LiDong, WANG TianYang
- 湖北高分辨率石笋记录的DO18事件特征
- DO18 Event Depicted by a High-resolution Stalagmite Record from Yongxing Cave, Hubei Province
- 沉积学报, 2018, 36(4): 674-683
- ACTA SEDIMENTOLOGICA SINCA, 2018, 36(4): 674-683
- 10.14027/j.issn.1000-0550.2018.051
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文章历史
- 收稿日期：2017-05-24
- 收修改稿日期: 2017-08-31
2. 南京师范大学地理科学学院, 南京 210023
2. College of Geography Science, Nanjing Normal University, Nanjing 210023, China
末次冰期气候变化的一个显著特征是存在着一系列千年尺度气候突变事件，即Dansgaard-Oeschger事件(DO事件)[1]。其中，在深海氧同位素4阶段(Marine Isotope Stage 4，简称MIS4)，北半球太阳辐射减少，全球冰量较大(海平面比现在低60~80 m)仅次于末次冰盛期[2]，格陵兰冰芯记录显示此阶段仅存在DO19和DO18两次增暖事件[3]。其中，持续时间长达2000 a的DO19事件在北大西洋区域表现为先典型快速升温再缓慢降温和再快速降温的锯齿状变化模式，相类似的气候突变事件在北半球中、低纬记录中多有体现[4-8]。然而，格陵兰冰芯记录中持续不到400 a的DO18事件在部分中、低纬区域记录中并不显著，导致学者对于持续时间较短的该类事件在中、低纬地区的响应以及动力学机制仍存疑惑[6]。如欧洲阿尔卑斯山北部高分辨率洞穴石笋清晰的记录到DO19事件，但未记录到随后发生的持续较短的DO18事件[6]。而在较低纬度的中国西南季风区域，重庆新崖洞石笋δ18O在64.7±0.5 ka快速负偏达1‰，指示了DO18季风事件的快速开始[9]。但是，在东亚季风区的南京葫芦洞、贵州董哥洞和湖北三宝洞石笋记录(均满足记录DO18的分辨率)均未显示出DO18事件时季风显著增强的印记[4-5, 10-11]。不同的是，距离三宝洞约130 km的湖北永兴洞的两支石笋δ18O记录却显示出季风在此时增强的特征[8]。因此，尽管在中国季风区有若干记录捕捉到DO18事件，但是目前还缺少高分辨率和精确定年的记录来进一步验证此事件在中低纬度的发生、以及进一步刻画其详细的结构特征和持续时间。这些特征有助于理解短尺度季风气候事件与北高纬气候之间的协同性和差异性以及这些事件的驱动机制。
在冰量规模中等的MIS3阶段，DO事件的周期性发生被广泛认为与北大西洋温盐环流(AMOC)强度的变化密切相关[12-15]。但是，不清楚的是在冰量较大的MIS4阶段AMOC对于DO事件的发生是否有重要作用。对于冰量较大的末次冰期后期，Lynch-Stieglitz et al.[16]通过对弗罗里达海峡底栖有孔虫δ18O的研究，发现在Heinrich 2 (H2)和Heinrich 3 (H3)事件发生时北大西洋深层水变化极为微弱，提出H2和H3事件发生以前AMOC已经减弱到极致的观点。该研究表明在冰量较大时期(如MIS 2)的AMOC不再如MIS 3时期活跃，也有研究指出MIS 2和MIS 4时期，两半球间Bipolar see-saw现象消失，AMOC停滞[17]。有学者对DO事件的发生机制也提出不同看法。Wunsch[18]认为DO事件是风场和陆地冰盖相互作用的结果，风场具有较大的波动能力且产生迅速的全球尺度的遥相关，且是大洋环流变化的有效驱动器；Petersen et al.[19]提出北大西洋冰架和海冰的协同变化能够解释DO旋回不同阶段的形态及转换过程。那么，检验在冰量较大的MIS4阶段DO事件的发生是否与AMOC相关还需提供更多的高分辨率地质记录。
本文根据湖北神农架永兴洞石笋的高精度230Th定年和高分辨率氧同位素数据，重建DO18事件发生时东亚季风水文循环变化过程。通过与南北极冰芯和海洋记录的对比，探讨亚洲季风DO18事件与AMOC的耦合过程，为理解末次冰期不同气候背景下气候突变事件发生机制提供基础。
1 研究区域、样品与方法石笋样品(No. YX274)采自湖北省神农架保康县歇马镇的永兴洞(31°35′N, 111°14′E)。神农架地区主要是由大巴山脉东段近东西方向延伸的中高山地貌组成，区内总地势为西南高而东北低的阶梯状，地表土壤发育较好，植被以灌木和草本植物为主。该区隶属于长江中下游区域，主要受亚热带季风气候环流系统控制。本区年均降水量为1 500~2 000 mm，夏季6月—8月降水集中，占全年雨量的50%以上；冬季12月—2月降水量较少，仅占全年降水量的5%。永兴洞洞口海拔约800 m，洞长约500 m。2013年6月—2016年12月的洞内外监测结果显示，洞外温度呈现出显著的季节变化特征，夏季高温可达30 ℃，冬季温度最低5 ℃，洞内温度每月维持在约14 ℃左右，湿度约100%。YX274石笋外形呈圆柱状，总长324 mm，外部直径80~130 mm。沿生长轴切开、抛光后，发现近轴部呈黄褐色而近边缘区多呈黄白色，岩性整体上无显著变化(无明显沉积间断)，结晶致密但局部发育孔洞(图 1)。肉眼观测，大部分层段发育有明/暗色层偶相间特征的纹层。据永兴洞4个滴水点监测结果显示，这4个点常年滴水，但季节差异显著。夏季的滴水速率明显高于冬季，并且夏季碳酸盐沉积量也显著多于冬季。这种季节性气候条件的变化很可能是永兴洞YX274石笋微层出现明/暗交替沉积韵律变化的原因。
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| 图 1 永兴洞石笋YX274抛光面照片 黑点及数字分别指示铀系定年点的位置及对应年龄 Figure 1 Polishing face photo of Stalagmite YX274 from Yongxing Cave |
在抛光面上，用直径为0.9 mm牙钻分别从距顶47、131、165、212和270 mm处获取5个铀系年代样(重约100 mg)，由南京师范大学同位素质谱实验室MC-ICP-MS Neptune仪器测试，化学实验方法参照Shen et al.[20]和Shao et al.[21]研究，年龄误差为±2σ (表 1)。用直径0.5 mm钻头沿生长中心轴方向每1 mm钻取一个样品，共获得323组氧碳同位素数据。利用碳酸盐自动进样装置与Finnigan MAT-253型质谱仪联机完成测试，分析误差小于0.1‰，VPDB标准，由南京师范大学同位素实验室完成。
| Sample深度/mm | 238U/×10-9 | 232Th/×10-12 | δ234U (测量值) |
230Th/238U (活度比) |
230Th年龄(ka) (未校正) |
δ234UInitial (校正后) |
230Th年龄(ka) (校正后) |
| YX274-47 | 782.4±0.7 | 986.1±1.1 | 362.3±0.5 | 0.607 7±0.001 1 | 62.443±0.158 | 432.1±0.6 | 62.418±0.158 |
| YX274-131 | 728.6±0.5 | 928.8±0.8 | 358.8±1.4 | 0.610 3±0.000 8 | 63.018±0.144 | 428.6±1.7 | 62.992±0.145 |
| YX274-165 | 618.0±0.3 | 851.7±0.8 | 354.7±1.2 | 0.609 2±0.000 8 | 63.137±0.136 | 423.9±1.5 | 63.108±0.137 |
| YX274-212 | 714.5±0.5 | 750.3±0.6 | 362.9±1.6 | 0.612 7±0.000 8 | 63.084±0.153 | 433.6±1.9 | 63.063±0.153 |
| YX274-270 | 725.3±0.6 | 871.5±1.1 | 353.6±0.5 | 0.613 1±0.001 1 | 63.741±0.148 | 423.3±0.6 | 63.717±0.149 |
| 注：234U、238U和230Th的衰变常数λ234=2.82206×10-6a-1、λ238=1.55125×10-10a-1和λ230=9.1705×10-16a-1；δ234U=([234U/238U]activity-1)×1000；校正的230Th年龄是假定初始的230Th/232Th原子比为4.4±2.2×10-6。年龄均相对于1 950 a。 | |||||||
表 1为YX274石笋的5个230Th测年结果。样品238U含量在(618~782)×10-9之间变化，232Th含量较低，在(108~1 242)×10-9之间变化，测年绝对误差为137~158 a (相对误差为2.2‰~2.5‰)。实测年代数据表明YX274石笋生长时段覆盖了62.42~63.72 ka，生长速率较快，在88~291 μm/a之间变化。本文采用StalAge年龄模式建立时标[22] (图 2)。该年龄模式采用Monte-Carlo统计算法，通过调整线性合集以适合年龄数据子集来计算出年龄模式及对应的95%置信度，显著降低了年龄模式的不确定性。结果显示，石笋YX274生长于62.2~63.6 ka，对应于DO18事件结束时期。
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| 图 2 石笋YX274年龄模式图 黑点及垂直误差棒分别为实测年龄及对应2σ误差；中间线为年龄模式，两侧线为95%置信度范围 Figure 2 Age model of stalagmite YX274 |
图 3c显示YX274石笋δ18O在-7.5‰~-9.7‰之间波动。从63.6 ka开始，δ18O逐渐正偏，在~63.0 ka时正偏趋势结束，转变为稳定的水平波动。整个时段叠加了众多百年—数十年尺度的波动。如以63.4 ka和63.1 ka为中心的持续~150 a和300 a的负偏波动(图 4a-4，5)，这些振荡与同一洞穴石笋YX55 δ18O记录[8]的两次百年尺度负偏波动相对应(63.5 ka和63.2 ka，图 4b中4，5)。此外，YX274 δ18O在63.6~63.0 ka时段的正偏变化也得到同一洞穴YX55、YX46石笋记录[8]的支持。整体上，YX274与YX55 δ18O记录在长期变化趋势和百年尺度波动上均具有较好的重现性。
石笋δ18O作为古气候代用指标的重要前提是方解石沉积时与岩溶水之间同位素分馏达到平衡[23]。依据Hendy准则[23]，YX274石笋生长轴方向上δ18O与δ13C的变化没有显著相关性(r=0.3, n=322)，表明石笋生长过程中受动力分馏较小，基本达到同位素平衡分馏。此外，YX274与YX55 δ18O记录的重现性强有力地证实了动力分馏对同位素变化影响不显著，暗示这两种同位素受相同的外部气候因子控制。一般来说，中国石笋δ18O主要继承大气降水氧同位素的信息，反映东亚夏季风强度变化特征。近来，部分研究认为东亚石笋δ18O并不能有效指示与东亚夏季风强度相关的降水量变化，其主要受诸如水汽源区[24-25]及传输路径[26]、ENSO[27-28]、北大西洋气候信号[29]等因素的影响。尽管存在以上不同的认识，但是东亚石笋δ18O在千年甚至百年尺度上有着很好的重现性特征，表明东亚石笋δ18O应能代表区域大尺度环流信号。最近，反映北方降水量变化的内蒙古湖泊沉积记录显示出与中国(南方和北方)石笋δ18O记录高度一致的变化特征，支持中国石笋δ18O能够反映季风强度带来的降水量变化解释[30]。此外，北京Kulishu洞石笋年纹层内季节分辨率的δ18O结果显示出冰消期时较轻的δ18O值与夏季风带来较多的降水量密切相关，在百年尺度上δ18O偏正的Younger Dryas (YD)时期综合降水量要低于δ18O偏负的Bølling-Allerød暖期和早全新世时期[31]。似乎是中国石笋δ18O在千年—数百年尺度上能代表区域尺度降水整体演化过程。Cheng et al.[32]基于对全球季风的对比研究，提出东亚石笋δ18O能反映平均态的夏季风强度或综合水汽输送。目前，东亚石笋δ18O大尺度的一致性与器测及历史记录研究显示的短尺度上中国南、北方降水存在反相位关系(区域降水存在差异)的结论存在矛盾，因此对于δ18O短时间尺度气候意义的完整理解还有待于今后深入研究。从全球季风视角考虑，在千年—数百年尺度上中国石笋δ18O具有广泛区域意义和全球可对比性，似乎能够反映夏季风强度变化的综合特征[33]，这一解释也得到模拟结果的支持[34]。据此，本文YX274石笋δ18O偏负，可表示东亚夏季风增强，反之，东亚夏季风减弱。
2.3 石笋记录的DO18事件尽管YX274石笋δ18O记录缺失DO18事件的开始变化，但是变化一致的YX55和YX46石笋δ18O记录[8]显示了DO18事件的快速开始过程(图 3d)。YX55记录显示从64.7±0.3 ka开始，δ18O在约160 a内迅速负偏2‰，在测年误差范围内与YX46 δ18O记录的在64.8±0.2 ka开始在约250 a内负偏1.6‰的变化相一致，表明在64.7±0.3 ka左右东亚夏季风强度开始快速增强(图 3d)。重庆新崖洞石笋δ18O值在64.7±0.2 ka快速负偏1.3‰(图 3e)，清晰地记录到夏季风快速增强的变化，指示DO18事件的迅速开始[9]。不同于以上记录，葫芦洞MSL石笋δ18O在64.7±0.2 ka时仅呈现出微弱的负偏波动(0.4‰，图 3b)，不能判定其为一次明显的季风增强变化。尽管如此，以上相隔数百公里的永兴洞和新崖洞石笋δ18O值在64.7±0.3 ka时一致负偏的变化表明DO18事件应是一次区域性的亚洲季风增强事件。基于格陵兰NGRIP AICC2012时标，冰芯DO18暖事件开始于64.1±0.6 ka，在160 a内完成升温过程[35]，与石笋记录的持续时间约为200 a的季风快速增强过程较为一致。在年龄误差范围内，永兴洞石笋δ18O记录的DO18快速开始过程与NGRIP冰芯快速升温过程相一致(图 3)，在一定程度上支持了NGRIP AICC2012时标。然而，二者在DO18事件结束过程上却存在显著差异。NGRIP冰芯记录显示DO18事件在100 a内完成快速降温过程，永兴洞石笋记录显示δ18O从64.5 ka左右开始逐步正偏，到~63.0 ka时正偏结束，持续时间长达1 500 a，期间叠加了5次显著的百年尺度负偏波动，表明亚洲季风在持续减弱的过程中存在百年尺度的季风增强波动(图 3，4)。类似地，DO18结束时呈持续时间达千年的缓慢变化特征，此特征在羊口洞和新崖洞石笋记录中也尤为显著[9, 36]。所不同的是，新崖洞和羊口洞δ18O记录在DO18冰阶仍呈现出逐渐正偏的趋势[9, 36]，与反映印度季风强度变化的阿拉伯海和Cariaco盆地沉积记录变化趋势相一致[7]，而永兴洞3支石笋和葫芦洞石笋的δ18O记录变化一致，在DO18冰阶表现出较为稳定的水平波动(图 3)。这一差异可能表明西南区域的羊口洞和新崖洞受印度季风影响更为敏感，而中部区域的永兴洞和东部葫芦洞受东亚季风影响较显著。东亚和印度季风区不同的陆地/大洋分布格局可能引起水热组合模式差异而造成短时间尺度上石笋氧同位素的区域差异[37]。
为了精确标定亚洲季风DO18向GS18事件转型的时间，本文采用回归统计方法(RAMPFIT)来进行评估。RAMPFIT方法通过对分析数据采用加权最小二乘法进行“倾斜”拟合过程，进而定量计算出气候转型的确切时间，计算原理和方法详见Mudelsee[38]。通过RAMPFIT对YX274石笋δ18O数据进行拟合分析，确定DO18向GS18的转型在63.0 ka完成(图 4)。该转型时间与YX55和YX46石笋分别记录的62.6和63.0 ka在定年误差范围内相一致[8]。该结束时间的标定有助于研究DO18事件的驱动机制。
2.4 高低纬对比及驱动机制石笋YX274结合同一洞穴两支石笋YX55和YX46的记录[8]能够还原DO18事件附近详细的东亚季风变化历史。如图 5所示，将永兴洞石笋δ18O与格陵兰NGRIP冰芯δ18O记录[35]进行对比，发现MIS4冰量较大时期东亚季风与北高纬温度在千年—百年尺度事件上仍存在遥相关关系，季风增强对应于北高纬升温，反之则相反。如格陵兰NGRIP冰芯记录[35]的DO18、DO17暖事件以及H6冰阶在永兴洞石笋记录中均有体现，分别对应于DO18、DO17强季风事件及H6弱季风事件。这种对应表明高、低纬气候系统紧密耦合关系在冰量较大的时期仍然存在，这种耦合关系可能由于AMOC的变化引起。如图 5c所示，反映AMOC强度变化的231Pa/230Th记录[39]与石笋记录、NGRIP冰芯记录显示出相似的波动特征，在石笋和冰芯中记录到的气候突变事件均可在231Pa/230Th记录中得到体现。231Pa/230Th值在DO18、DO17事件时呈现出低值，指示AMOC增强；在H6冰阶时，231Pa/230Th值增加，指示AMOC减弱，支持AMOC在间冰阶时加强而在冰阶时减弱的假说[40]。可能的变化过程是AMOC强度变化引起北高纬冷/暖和南高纬暖/冷气候态之间的转换，促使高低纬之间的温度梯度变化，并改变了热带辐合带ITCZ的平均位置，进而调节东亚季风强度变化。此外，南极温度在DO18、DO17事件的降温以及在H6冰阶的升温变化，呈现出与北高纬、东亚季风反相位的对应关系，支持了两半球之间在千年—百年尺度上受AMOC调控并呈see-saw的变化模式的结论[14]。此外，MIS2—MIS5时期永兴洞石笋δ18O记录的多个DO事件[8]与231Pa/230Th值对比进一步提供了AMOC调节千年—百年尺度气候变化的证据(图 6)。尽管在事件持续时间和相对振幅方面石笋δ18O与231Pa/230Th二者存在差异，但是永兴洞石笋记录的H8-H2弱季风事件均与减弱的AMOC相对应，而AMOC的增强则对应于季风的增强。综上所述，AMOC变化在调节冰期千年—百年尺度高低纬气候突变事件中起主导作用。
尽管永兴洞石笋δ18O和NGRIP冰芯δ18O[35]均记录到DO18事件，但是二者呈现出不同的事件变化模式。如图 5所示，NGRIP冰芯δ18O记录显示DO18在~370 a (64.077~63.70 ka)内完成快速增温和快速降温变化过程，呈显著的对称变化形态[35]。但是，永兴洞石笋记录的DO18事件呈现出季风快速增强、缓慢减弱的“倒三角形”变化模式，形态上与格陵兰冰芯记录的MIS 3阶段典型的千年尺度DO事件结构相类似[1, 41]。这种DO18事件结束时低纬季风减弱比高纬降温较为缓慢的变化特征表明低纬水文环流与北高纬温度的不同响应。DO18事件结束时AMOC缓慢减弱的变化(231Pa/230Th值缓慢增加)可能是控制低纬季风强度缓慢减弱的重要因素。231Pa/230Th值在约64.1~62.6 ka持续增加[39]，与永兴洞石笋记录的~64.5-63.0 ka时间段内DO18事件结束过程较为一致，二者均体现出DO18结束时间长达1 500 a的缓慢变化特征。此外，Cariaco盆地沉积岩芯反照率显示出相似的缓慢增加变化过程，说明此时期ITCZ缓慢南移[7]。这些证据表明DO18事件结束时AMOC逐步减弱可能引起ITCZ缓慢南移，造成东亚季风缓慢减弱。另外，太阳辐射和南半球温度变化一定程度上也调控着季风变化。DO18事件结束时太阳辐射处于快速增大时期[42]，对于季风的快速减弱起到阻碍作用，延缓了季风减弱的发生过程。南极区域相对应的降温变化表明来自南半球的越赤道气流增强[43-44]，较多的水汽输送到亚洲季风区，同样减缓了季风减弱的变化。北高纬DO18事件快速结束可归结为AMOC减慢在北大西洋区域会引起冬季海冰的快速扩张，促使格陵兰温度快速下降[45]。类似地，这种高、低纬不同气候变化模式在末次冰消期DO1事件向YD事件转型中也尤为显著。东亚季风区与西太平洋暖池边缘的石笋记录均显示此转型过程异常缓慢[46-50]，显著不同于格陵兰冰芯记录的快速转型过程。尽管淡水注入北大西洋导致AMOC减弱，但是高低纬对AMOC减弱的响应模式存在显著差异[49]。
全球CH4浓度的变化与格陵兰温度及亚洲季风强度在MIS4阶段显示出相似的千年尺度变化(图 5)。CH4浓度在65.05~64.36 ka增加了约70×10-10，对应于DO18事件发生[35] (图 5b)。大气CH4变化的主要源区为赤道和北方地区的湿地[51]，其变化主要受源区变化控制[52-53]。现代卫星监测显示北高纬温度变化和低纬区域水体平面变化是控制湿地CH4释放的主要因素[54]。对于北高纬，温度变化通过改变泥炭的沉积速率，冻土层的融化和冻结以及季节性的冰雪覆盖影响着甲烷的释放。模拟研究表明格陵兰间冰阶时因温度升高可造成北方湿地释放的CH4加倍[55]，因此DO18事件时北高纬升温是CH4释放量增加的重要因素。但是，CH4记录的DO18事件的持续时间(~690 a)要显著长于格陵兰冰芯记录(~360 a)(图 5)，暗示其他源区对于大气CH4信号的改变。DO18事件时亚洲夏季风显示出持续时间长达1 500 a的增强变化，季风水文循环的增强可能通过扩大湿地面积(增加土壤微生物范围)而加大CH4释放量。CH4记录的DO18事件的持续时间界于格棱兰和亚洲季风记录之间，表明亚洲季风对DO18事件时全球CH4的重要贡献以及间接证实了季风区DO18事件较长的持续时间。
为了研究MIS4大冰盖时期石笋记录的亚洲季风在短时间尺度上的波动特征，对YX274石笋δ18O序列进行功率谱分析(图 7)。结果显示，在90%置信度水平上分别有208 a、150 a、52 a和14~12 a的变化周期，分别接近于太阳活动的207 a (deVries周期)、149 a、57 a和11 a的太阳黑子活动周期[56]，可能说明太阳活动控制着东亚夏季风短尺度气候波动。重要的是，年际尺度的高分辨率YX274记录证实在大冰盖时期太阳黑子活动的11 a周期仍然控制着季风的震荡。此外，全新世亚洲季风典型的3个百年尺度主周期(~80 a、~200 a和~340 a)，在冰盖较大的MIS4阶段仅有~200 a的波动周期存在。如果全新世的百年尺度周期是由太阳活动和大洋环流共同引起[57]，那么冰盖较大时期缺少百年尺度太阳活动周期可能与AMOC的微弱变化有关[16]。
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| 图 7 石笋YX274 δ18O功率谱分析图 Figure 7 Spectral analysis of stalagmite YX274 δ18O record The 90% confidence level is labeled by dotted line |
(1) 湖北永兴洞石笋高精度230Th年龄和高分辨率δ18O数据，重建了DO18事件附近东亚夏季风千年—数百年尺度的演化历史。永兴洞YX55和YX46石笋δ18O记录[8]显示在64.7±0.3 ka时系统偏负达1.5‰，表明在MIS4阶段亚洲区域确实经历了DO18季风增强事件。同时，YX274石笋δ18O在63.6~63.0 ka时段整体负偏的特征也进一步证实DO18期间季风增强变化。
(2) 石笋δ18O记录的DO18事件与格陵兰冰芯快速升温事件在测年误差范围内发生时间一致。所不同的是，DO18季风增强事件结束时间长达1 500 a，显著长于格陵兰冰芯记录的降温变化期(~60 a)。
(3) 东亚季风DO18事件快速开始、缓慢结束的变化模式与AMOC变化高度耦合，证实AMOC对于千年尺度DO事件的重要控制作用。YX274石笋δ18O记录精确标定DO18事件的结束时间和转型特征。功率谱分析结果显示在MIS4大冰盖时期东亚夏季风在百年至十年尺度的气候波动仍受太阳活动控制。
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