川东北宋家洞高分辨率石笋δ13C记录与D/O事件5-10

刘淑华, 杨 亮, 黄嘉仪, 陈 琳, 陈 琼,米小建, 贺海波, 周厚云

(华南师范大学 地理科学学院, 广东 广州 510631)

0 引 言

石笋因精确定年、分布广泛、沉积连续、分辨率高等自身优势而成为古气候重建的理想载体。目前利用石笋氧同位素(δ18O)记录重建季风演化序列研究已经取得许多重要的成果[1–8], 相对而言, 石笋碳同位素(δ13C)因受到多种因素的影响和控制机制比较复杂, 所得到的应用远没有δ18O广泛。1971年,Hendy[9]全面阐述了洞穴碳酸盐沉积物中δ13C的来源、控制因素及地质意义。李红春等[10]通过分析北京西山石花洞石笋的δ13C时间序列, 认为δ13C能反映 C3/C4植物比值的分配变化, 从而可以间接地反演古气候和人类活动的影响。罗维均等[11]发现贵州一组植被退化系列的一个洞穴系统的洞穴现代沉积物的δ13C值与生物量有着很强的负相关关系, 说明洞穴沉积物δ13C值在空间上可能存在生物量效应。李红春等[10]和罗维均等[11]所研究的时间尺度都较短(分别为百年尺度和现代观测)。在冰期/间冰期尺度上, 孔兴功等[12]认为南京葫芦洞多支石笋的δ13C记录主要反映了季风气候变化控制的 C3/C4植被相对比例变化; 但在千年尺度上(D/O旋回)则主要反映了土壤水快速渗透(未与土壤 CO2达到溶解平衡)的影响, 这可能与这一地区气候湿润和降水较多有关。不过, Zhuet al.[13]在研究西南地区的石笋时发现δ13C在一些冷干事件(如 YD事件、Heinrich事件)中变重, 显示了与葫芦洞石笋不一样的控制机制。但Zhuet al.[13]的研究时间范围较短, 而且石笋δ13C记录中并没有记载到 D/O事件。在我国, 尤其是受夏季风气候影响较显著、降水较多的湿润地区, 千年尺度上石笋的δ13C变化与气候环境尤其是与夏季风气候的关系如何？需要对更多的石笋δ13C记录变化规律及其控制机制进行研究。本文报道了对采自我国中部地区一支石笋δ13C变化的研究结果。该石笋发育在晚更新世中晚期, 结果发现它很好地记录了 D/O事件 5-10, 而且在 D/O事件发生时石笋的δ13C记录显著变轻。这与华东葫芦洞不同。

1 区域环境、样品与分析方法

宋家洞(107°10'45"E, 32°24'46"N)地处四川省东北部的巴中市通江县的诺水河镇, 该洞穴与之前报道过的狮子洞[14]、楼房洞[15]和梭子洞[16]属同一溶洞群[17]。该地区碳酸盐岩分布广泛, 新构造运动强烈,碳酸盐岩褶皱强烈。该洞穴的洞口海拔约 680 m。洞内宽度变化很大, 最宽处可超过 20 m, 最窄处仅约1 m。洞穴高度变化也较大, 最矮处仅约2 m, 最高的大厅高度超过15 m。该地盛行典型的亚热带东亚季风气候, 宋家洞位于秦巴山地南麓迎风坡, 由于地形的阻挡形成的地形雨, 使得该地区的降水比同纬度其他地区明显要高, 多年平均降水量为1000～1200 mm。降水主要集中在夏季, 其中6～9月降水量占到全年降水量的60%左右。年均气温约15℃ ,其中夏季温度(6月至 8月)比冬季温度(12月至次年2月)高近20 ℃。良好的水热条件使得该地区植被广泛分布, 生长繁茂, 植被覆盖率达 62%, 其中森林覆盖率达 49.6%, 区域植被以乔木为主, 包括松、柏和一些阔叶落叶树种, 主要为C3植物。在冬季, 伴随强盛的冬季风, 该地区的大气粉尘活动强烈, 粉尘沉积物是这个地区土壤物质的主要来源。在洞穴独特的地形和降水较多的影响下, 很多粉尘沉积物都被物理侵蚀了, 因此洞穴上方石灰岩上覆的土层比较薄, 一般厚度小于30 cm, 部分地方还能见到裸露的石灰岩。

石笋SJ1取自距离洞口超过100 m的一个龛内,已经停止生长发育。该石笋外形呈典型圆锥形, 底部比顶部略粗, 沿生长中心将该石笋切开后, 在切面上可以观察到明显的浅灰色和白色条带交替分布。在对石笋SJ1进行处理的过程中, 在深度32.7 mm和135.5 mm处各发现一间断面, 将该石笋分为三段,石笋顶部约2 cm含有较多杂质, 可能与沉积间断有关。

石笋 SJ1的年代测定采用 U-230Th方法在澳大利亚昆士兰大学放射性同位素实验室完成, 分别采用TIMS和MC-ICPMS两种仪器设备。年代数据及SJ1的年代模式建立参见文献[18]。根据该年代模式,石笋SJ1发育在14～43 ka之间, 但在31.08～27.37 ka和38.03～37.00 ka存在沉积间断。顶部21 mm的年代模式即约最近 22 ka以来的年龄数据存在较大的不确定性。δ18O-δ13C分析在中国科学院南京地质与古生物研究所古生物与地层学国家重点实验室进行,共测试了399个样品。δ18O数据已另文报道[18]。δ13C数据报道相对于VPDB标准, 分析误差小于0.03‰。

2 结 果

石笋δ13C的时间变化序列显示(图1), 其变化范围在–11.2‰到–7.4‰之间, 变幅达 3.8‰, 平均值为–9.6‰。在 43.0～38.0 ka时段,δ13C 值整体上在波动中呈现负向偏移, 幅度达到–3.5‰, 不过在39.7～40 ka时段出现一个幅度达到 1.6‰的正向偏移, 40 ka处δ13C 值达到–7.4‰是整个δ13C 记录的最高值。在37.0～31.1 ka时段,δ13C 值在 37.0 ka处是–8.8‰, 随后是一系列变化幅度为1.0‰～1.5‰的千年尺度旋回,三个主要的极小值峰值出现在34.7、33.6和32.7 ka处, 表现出1400 a的周期变化, 比格陵兰冰芯记录[19]的1500 a周期的D/O事件小。在～27.4 ka时段δ13C值的变化首先表现出–1.82‰的负向偏移, 随后在25.6～21.0 ka期间δ13C值的变化基本维持在–10.1‰左右, 以19.1 ka为中心出现一个小幅度的正向偏移,17.3～14.0 ka时段表现出一个更大幅度的正向偏移,幅度达到–2.5‰, 在11.3 ka处出现的–11.2‰是整个δ13C记录最负的值。

图1 石笋SJ1的δ13C记录与δ18O记录[18]对比Fig.1 The δ18O[18] and δ13C records of stalagmite SJ1数字5- 1 0代表D/O事件5到10, H1- H 4代表Heinrich事件1到4The numbers 5- 10 indicate D/O events 5 to 10, H1- H4 indicate Heinrich events 1 to 4

3 讨 论

3.1 δ13C记录D/O事件5-10

Wanget al.[1]发现格陵兰冰芯记录中的D/O事件清晰地印记在葫芦洞石笋δ18O记录上[20–22]。如图2所示, SJ1的δ13C记录表现出一系列千年尺度的变化, 通过与该石笋本身的δ18O记录、格陵兰冰芯和亚洲季风区其他石笋δ18O指标所记录的千年尺度气候事件对比, 可以看出这些千年尺度变化也清晰地记录了这些 D/O事件, 尤其是 D/O事件5-10。SJ1的δ13C记录与已发表的δ18O记录在D/O事件5-10期间的变化趋势一致(图1), 在SJ1的第一个生长阶段, 其δ13C记录与格陵兰冰芯、葫芦洞和小白龙洞石笋中δ18O记录的D/O事件10和9相对应。冰芯记录的D/O事件8可能只有部分在SJ1的第一生长阶段被记录下来。在 SJ1的第一生长阶段结束时,δ13C记录表现出大幅度的负向偏移, 这一突然的负向偏移与格陵兰冰芯和东亚季风区内其他洞穴沉积所记录的D/O事件8开始的δ18O记录突然大幅度漂移很相似(图 2a―图 2e), 而且第一个沉积间断在时间上与大量地质记录, 包括冰芯记录和岩溶洞穴沉积记录所记载的D/O事件8的时间非常吻合(图2)。在SJ1的第二个生长阶段, SJ1的δ13C和δ18O记录都表现出3个大峰, 1个小峰, 大峰对应于D/O事件7到 5, 而小峰对应于事件 4.1[25–27]。与 SJ1的δ18O记录一样, SJ1的δ13C记录和季风区内其他洞穴沉积的δ18O记录也存在一些差异。比如SJ1的δ13C记录的D/O事件5、6和7的变化幅度比较和缓, 持续时间较长, 这与南极洲的记录相似, 而不同于格陵兰

冰芯的快速变化(图2), 这就表现出似乎也受到南半球高纬温度变化的影响。此外, 华中SJ1的δ13C记录和δ18O记录与华东葫芦洞MSD石笋δ18O记录的D/O事件4.1都比D/O事件5弱, 与西南地区大石包洞石笋记录D/O事件4.1存在差异[28–29]。

图2 华中、华东和西南地区石笋与冰芯记录的D/O事件5-10的详细比较Fig.2 A detailed comparison of D/O events 5-10 recorded by stalagmite from Central China, East and Southwest China and ice core(a)格陵兰冰芯NGRIP的δ18O记录[23]; (b)华东葫芦洞石笋MSD的δ18O记录[1]; (c)石笋SJ1的δ18O记录[18]; (d)石笋SJ1的δ13C记录; (e)西南地区小白龙洞石笋XBL的δ18O记录[24]; (f)南极洲冰芯EDML的δ18O记录[23]。为更清晰对比, 岩溶洞穴沉积的δ13C和δ18O记录都做了反转。数字5-11意义同图1(a) The Greenland NGRIP ice core δ18O record[23]; (b) the MSD δ18O record from Hulu Cave in East China[1]; (c) the SJ1 δ18O record[18];(d) the SJ1 δ13C record; (e) the XBL δ18O record from Xiaobailong Cave in Southwest China[24]; (f)EDML δ18O record from Antarctica[23].For clarity, the scales for the speleothem δ18O and δ13C records are reversed. The meaning of number 5-11 is identical to that for Fig.1

3.2 δ13C变化的影响机制

石笋中的碳, 可能的来源包括大气中的CO2[30],土壤生物来源的CO2(主要来自植物根系的呼吸作用和微生物活动对土壤有机质的分解)[31], 以及碳酸盐岩(石灰岩或白云岩)围岩[32]。从土壤层到表层岩溶系统再到岩溶洞穴内的各种物理化学过程都会影响石笋的δ13C值: 包括地表植被的类型(C3和 C4植被比例)和生物量(植被密度)[33–34]、土壤微生物活动[27]、大气 CO2的含量及其δ13C值[30]、土壤水的停留时间[35]、水-岩相互作用[36]、地下水的流速和滴水时间间隔[37]、CO2的去气作用和先期碳酸盐沉积[38]和洞穴通风效应[39]等。例如, 不同的植被类型其δ13C存在显著差异：在 C3植被条件下发育的洞穴沉积其δ13C 值在-14‰到-6‰之间, 而在 C4植被下则在-6‰到+2‰之间[40]。因而 C3和 C4植被相对比例的变化一直被认为是影响洞穴沉积δ13C变化的主要因素[31,33,40,41]。通常, 湿润的气候条件更有利于 C3植物发育和 C3/C4比例上升, 将使地下水溶解无机碳和洞穴沉积的δ13C下降[42–43]。此外, 湿润的气候往往也有利于植物总体的发育, 植被密度更大, 根系呼吸作用和微生物活动及有机质分解加强, 土壤空气pCO2上升, 这些也将导致洞穴沉积δ13C更低[27]。受地下水的流速和滴水时间间隔影响的 CO2去气作用和先期碳酸盐沉积对δ13C的影响与植被和土壤微生物活动的影响在同一方向: 一般湿润的气候下有效降水增加, 地下水流速加快, 水-岩相互作用时间减少, 滴水时间间隔减小, CO2的去气作用减弱和先期碳酸盐沉积减少, 所有这些都使洞穴沉积的δ13C降低。由于在亚洲季风区湿润气候往往伴随气温上升, 因而湿润气候下的洞穴通风作用也会减弱, 也有利于洞穴沉积δ13C的降低。

SJ1的δ13C变化与δ18O变化趋势非常一致(图1), 如在D/O事件5-10发生时δ13C和δ18O均变轻,这显示两者可能受到共同机制的影响。因为δ18O主要反映了夏季风强度的变化[1,4–5], 推测δ13C变化主要受到东亚夏季风气候强度变化引起的植被变化的影响: 夏季风气候控制了地表植被的发育, 进一步对SJ1的δ13C变化产生影响。SJ1的δ13C值变化在–7‰到–11‰之间(图 1), 与现代地表植被主要为 C3植被一致, 也与该地区以乔木为主的区域特征对应。由于D/O事件发生时的夏季风增强, 降水增加,地表植被更加发育(也可能更多 C3植被), 植被密度增大, 土壤微生物活动加强, 这些都有利于δ13C变轻。考虑到这一地区目前年降水量在1000 mm以上,虽然不能排除在千年尺度的气候变化中出现 C3/C4比例的变化, 但不太可能出现C4植物为主的地表植被。因此, 千年尺度的气候变化引起的植被密度(反映生物量)和土壤微生物活动变化可能对SJ1的δ13C变化产生了更重要的影响。此外, 区域降水增加导致的地下水流速加快和水-岩相互作用时间减少、洞穴滴水时间间隔减小和 CO2的去气作用减弱与先期碳酸盐沉积减少, 这些都使得在这些 D/O事件发生时δ13C变轻。伴随这些D/O事件的气温上升和洞穴通风效应减弱, 也将使得 CO2的去气作用减弱与先期碳酸盐沉积减少, 导致δ13C下降。

虽然大气CO2的含量及其δ13C也是影响洞穴沉积δ13C变化的一个因素[30,44], 但是大气CO2来源的碳对地下水的碳贡献较小[45]。在SJ1的δ13C值变化上似乎也没有明显显示大气CO2的δ13C值变化的影响。

土壤水的停留时间是另外一个可能影响洞穴沉积δ13C变化的因素[35]。降水量较大导致土壤水的停留时间太短, 来不及与土壤 CO2达到溶解平衡, 则进入土壤水中的土壤 CO2减少, 而大气来源 CO2的贡献比例增加[46–47], 将造成洞穴沉积的δ13C 值上升。这被认为是控制葫芦洞石笋δ13C千年尺度变化的主要机制[12]。但在SJ1中,δ13C在D/O事件中是变轻而不是变重(图 1)。因此, 这应该不是影响 SJ1的δ13C变化的主要机制。不过, 在石笋 SJ1顶部(13.5～14.6 ka), 即在H1事件之后, 当δ18O变轻的时候(-11‰左右, 低于平均值–9.3‰),δ13C没有同步变轻, 而是仍然表现为较重的值(–8.8‰, 高于平均值–9.6‰)(图 1)。这一时期δ13C变化可能受到了土壤水的停留时间较短的影响, 洞穴上覆土层较薄, 加剧了土壤水与土壤CO2未达到平衡溶解这一现象。

应该注意到, 尽管SJ1的δ13C记录和δ18O记录在变化趋势上大体一致, 仔细对比两个指标发现在一些时期它们的变化趋势也存在差异, 比如 H1事件之后和D/O事件7之前。如前文所述, H1事件之后δ13C变化可能与土壤水快速渗透、土壤CO2未达到平衡溶解有关。D/O事件7之前的δ13C变轻似乎比δ18O更早一些。SJ1的δ18O主要与夏季风强度有关[1,4–5], 而δ13C主要反映地表植被的变化。因此, 这种超前现象可能反映了植被和夏季风在响应气候变化时的差异, 但具体原因目前还不清楚, 有待今后进一步的研究。

4 结 论

本研究提供了我国中部宋家洞石笋 SJ1的高分辨率δ13C记录, 该记录非常清晰地记载了D/O事件5到10期间, 植被对气候变化的响应。在这些D/O事件中, 对应于夏季风气候的增强(即温度上升和降水增加), 石笋的δ13C变轻。这与华东地区葫芦洞石笋δ13C记录在D/O事件中变重的现象不同。推测在夏季风气候控制下的地表植被(包括植被密度和C3/C4比例)和土壤微生物活动变化是影响 SJ1的δ13C变化的主要因素。在这些D/O事件发生时δ13C变轻, 植被密度增加和土壤微生物活动可能是主要影响因素, C3/C4植被比例上升也可能有一定影响。与降水有关的岩溶地下水的流速与水-岩相互作用,以及受石笋表面滴水时间间隔、洞穴空气CO2分压和洞穴通风效应(主要受气温控制)等因素控制的CO2脱气作用和先期碳酸盐沉积等也可能对 SJ1的δ13C变化产生了影响, 但这些因素的影响与地表植被和土壤微生物活动的影响是同一方向的。SJ1顶部(大致相当于H1事件之后)的δ13C较重可能与H1事件结束之后的降水增多和土壤水的停留时间较短、土壤水未与土壤空气CO2达到平衡有关。

感谢审稿专家和编辑老师对稿件提出的修改意见。此外, 石笋SJ1的δ13C测试得到了中国科学院南京地质古生物研究所陈小明老师的帮助, 在此表示衷心感谢！

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