川东北狮子洞石笋54~46 ka高分辨率δ13C变化与影响因素

黄嘉仪, 陈 琳, 陈 琼, 刘淑华, 杨 亮, 米小建, 邓肖敏, 彭小桃, 李汉杰, 周厚云



川东北狮子洞石笋54~46 ka高分辨率13C变化与影响因素

黄嘉仪, 陈 琳, 陈 琼, 刘淑华, 杨 亮, 米小建, 邓肖敏, 彭小桃, 李汉杰, 周厚云*

(华南师范大学 地理科学学院, 广东 广州 510631)

对采自川东北狮子洞的编号SI3石笋(发育时间在54~46 ka)进行了高分辨率碳同位素(13C)测试。石笋SI3的13C与18O变化趋势基本一致, 表明夏季风气候控制的地表植被和其他因素如水-岩相互作用、滴水时间间隔和洞穴通风作用等是影响SI3的13C变化的主要因素。在寒冷事件H5发生时SI3的13C与18O的变化存在显著差异。推测13C更早变轻与先期碳酸盐沉积作用减弱有关, 可能指示洞穴通风作用和洞外冬季风在H5发生早期就开始减弱, 即冬、夏季风在这一时期可能发生了脱耦现象。

碳同位素; 植被; 通风作用; 川东北

0 引 言

洞穴次生碳酸盐沉积(石笋、石钟乳、流石等)广泛分布于岩溶环境中, 是近些年来古气候环境研究中最为重要的地质档案之一[1–2]。洞穴次生碳酸盐沉积中的多种地球化学指标如氧、碳稳定同位素组成(18O、13C)、Sr和U的同位素组成以及多种微量元素(Mg、Sr、Ba等)可提供诸多如气温、大气降水、植被、化学风化、大气降尘及地下水水文等多项古气候环境指标和过程的信息。不过在以往, 在应用石笋研究过去气候环境变化的研究中, 使用最多的是18O这一指标。相对于18O而言, 其他指标如13C和各种微量元素及其同位素组成的应用要少很多。但是, 越来越多的研究显示, 石笋中的13C和各种微量元素虽然受到较多因素的影响, 但它们仍然是过去气候环境变化的良好指标, 因而日益引起更多的研究者的关注[3–8]。例如, 很多研究中发现石笋13C变化可能与地表植被, 包括植被种类(如C3植物和C4植物的相对比例)和植物密度(或称为生物量)的变化有关[5]。不过, 越来越多的研究证实影响石笋13C变化的因素较多[9], 导致石笋13C的变化可能与气候变化出现一些不同的组合关系。例如, 孔兴功等[10]在华东南京葫芦洞发现石笋13C在千年尺度上的变化是在相对温暖湿润时期较重, 而Zhu.[7]在西南地区和刘淑华等[9]在华中地区均发现石笋13C在千年尺度上的变化是在气候相对寒冷干旱的时期较重。因此, 对更多石笋13C记录进行研究有助于我们了解石笋13C变化的不同影响机制。

本文报道了一支同样采自华中地区的石笋的高分辨率13C记录, 并探讨了可能影响该石笋δ13C值变化的不同因素, 为今后更好地解释石笋δ13C值的古气候环境意义提供重要参考作用。

1 研究区域与样品概况

本文报道了采自我国四川省东北部通江县北部诺水河溶洞群狮子洞(32°24′N, 107°10′E)的一支石笋的13C记录。诺水河位于秦岭山地中段南坡, 地处四川、陕西两省交界处。区域气候为典型的东亚季风气候, 夏季暖湿, 冬季干冷。年均温约15 ℃, 年降水量1000~1200 mm。区域植被以乔木为主。狮子洞发育于上二叠统碳酸盐岩地层中, 岩性为深灰色中-厚层燧石灰岩、灰岩及白云质灰岩[11]。洞口海拔680 m, 洞道发育规模变化较大, 一般宽5~15 m, 最宽达30 m, 最窄仅2 m。编号SI3的石笋采集地点为狮子洞洞口附近, 距离洞口约15 m。

SI3的顶部缺失, 可能被早期的探洞者破坏掉了, 残留部分长236 cm。该石笋整体由较为纯净的方解石组成, 但可以见到一些颜色变化, 整体上有从下往上颜色加深的趋势[12]。该石笋的年代模型最早发表于2007年[12]。后来Zhou.[13]对该年代模型进行了修订。根据修订过的年代模型, SI3的生长时间为54~46 ka, 且生长速率变化不大。

2 研究方法

用于13C分析的样品, 在清洗干净的SI3切面上使用直径0.5 mm的微钻沿生长轴心采集, 采样间距1 mm。共采集样品236个, 根据测年结果, 每个样品代表的时间间隔约为34 a。13C测试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, 实验仪器为Themo-Fisher MAT253质谱仪, 并配备Kier型碳酸盐自动进样装置。结果均相对于VPDB标准, 分析精度优于0.06‰[13]。

3 结 果

石笋SI3的13C变化如图1a所示。其变化范围为–10.5‰~ –4.1‰, 变化幅度达6.4‰, 平均值为–7.67‰,最大值出现在约49.1 ka, 最小值出现在约49.4 ka。SI3的13C值在短时间尺度上存在较大幅度的波动。从长时间尺度看,13C值在53~51 ka、50.8~49.5 ka、48.9~47.9 ka等时间段有明显的变负趋势, 并在50.9 ka、49.4 ka、47.8 ka出现极小值。

SI3的13C变化趋势与该石笋的18O记录(图1c)[13]大致一致, 尤其是许多百年尺度上的事件在这两个记录上都有很好的对应(图2a)。但这两个记录也存在显著的差异, 在寒冷事件H5的发生阶段,18O呈变重趋势, 但13C则开始显著变轻, 而在H5的结束阶段,18O呈变轻趋势,13C则逐渐变重, 两者无明显相关关系(图2b)。

4 讨 论

如引言中所述, 影响石笋13C变化的因素较多。

首先, 因为石笋的C主要来自地表植被和碳酸盐围岩, 而且这两种C来源的13C存在显著差异(地表植被的13C比碳酸盐围岩的13C轻很多), 这两种C来源的相对贡献及地表植被13C的变化(一般认为碳酸盐围岩的13C不变)将对石笋13C的变化产生重要影响, 因此, 地表植被的类型(C3和C4植被比例)和生物量(植被密度)[15–16]、土壤微生物活动[17]、土壤水的停留时间[18]、水-岩相互作用[19]都是影响石笋13C变化的重要因素。例如, 不同的植被类型(如C3、C4植被)呼吸作用和微生物分解产生的CO2的13C存在显著差异[20], 生物量的多少也会直接影响到土壤空气的CO2含量和(CO2) (二氧化碳分压)的高低, 进而影响到岩溶地下水中来自植被的C的相对比例(相对于围岩)。这些都会对岩溶地下水和石笋的13C产生重要影响。一般气候相对温暖湿润的时期C3植物的比例更高, 植被密度更大, 洞穴盖层中的水-岩相互作用较弱, 这些都将导致石笋13C值更低。

图1 石笋SI3的δ13C(a)及与该石笋的Mg/Ca(未发表数据) (b)、δ18O(c) [13]和葫芦洞两支石笋的δ18O (d–e)记录[14]的对比

灰色垂直条带表示寒冷事件H5。

The dashed vertical line indicates the position of H5 cold event.

其次, 岩溶地下水进入溶洞之后在沉积石笋前会发生CO2的去气作用和碳酸盐沉积(即先期碳酸盐沉积, PCP), 而这两个过程都会造成C同位素的分馏, 其综合效应是导致随后沉积的碳酸盐的13C值上升。因此, 影响CO2的去气作用和PCP的因素, 包括洞穴空气的CO2浓度、地下水的流速和滴水时间间隔[21]、洞穴通风效应[22]等也会对石笋13C变化造成显著影响。例如, Frisia.[23]对意大利东北部Grotta di Ernesto洞的研究发现, 冬季洞穴内外空气的强烈交换使洞穴空气的(CO2)低至500×10–6, 滴水在到达石笋表面之前就已经发生了显著的CO2去气作用和13C富集(滴水在到达石笋表面后因CO2的去气作用和PCP作用, 其13C值从–11.5‰上升到–8‰)。洞穴内的通风效应还与距离洞口的远近有关。Tremaine.[24]发现在所有季节距离洞口越近通风效应越强, 造成的13C变重越明显。在整个洞穴系统中, 通风路径上沉积的方解石的13C值比在路径边上或路径之外的观测点的13C值高出1.9‰± 0.96‰。通常在温暖湿润的气候下, 有效降水增加, 地下水流速加快, 滴水时间间隔减小, CO2的去气作用和PCP作用减少, 所有这些都使洞穴沉积的13C值降低。也就是说, 这些因素对石笋13C的影响与植被的影响是同一方向的。CO2的去气作用和PCP作用还受到洞穴通风的影响, 通风越强则CO2的去气作用和PCP作用越强。洞穴通风与洞外温度变化密切联系(因为洞穴内气温一般保持在地表年平均气温), 因而洞穴通风表现出显著的季节性, 一般冬季显著强于夏季。除了Frisia.[23]的发现, Tremaine.[24]对美国佛罗里达州Hollow Ridge洞的观测显示该洞冬季洞口处的空气流动速率为1.4 m/s, 而夏季仅为0.4 m/s, 通风效应冬季显著强于夏季。

图2 SI3生长时间段(除H5外)的δ13C和δ18O相关关系(a)和H5时间段两者的相关关系(b)。

除了以上两方面的因素, 还有以下因素也会影响洞穴沉积13C变化: (1) 大气CO2的含量及其13C[25]; (2) 土壤水在土壤层中的停留时间。如果土壤水在土壤层中停留时间太短, 就没有足够的时间与土壤空气CO2达到溶解平衡, 这样土壤水中来自植被的CO2相对减少, 而大气来源CO2的贡献比例增加, 这将造成碳酸盐沉积的13C值上升, 这种现象在降雨强度较大时较易发生。

石笋的13C值可以同时受到以上机制中的一种或几种的组合影响。气候环境也可以通过其中的某一种或几种机制来影响石笋的13C值。不过, 石笋SI3的13C与18O记录的变化趋势总体上基本相似, 在百年尺度的气候事件上高度一致(图1a和图1c), 而SI3的18O记录与葫芦洞两根石笋18O记录变化大致相同(图1c—图1e), 表明SI3的18O记录与葫芦洞的石笋记录一样主要受夏季风气候的控制, 较低的18O值对应较强的夏季风, 反之亦然。夏季风气候主导的地表植被变化(包括植被类型和植被密度的变化)可能是影响13C变化的主要因素。当然, 如在前面的讨论中所述, 很多其他因素对石笋13C值的影响与地表植被对石笋13C值的影响是同一方向的, 因而也不能够排除这些因素的影响。例如, 相对温暖湿润的气候除了造成地表植被密度更大和植被中C3植物比例更高之外, 也会使得洞穴盖层中地下水的流速加快, 地下水的停留时间缩短, 从而导致水-岩相互作用减弱, 这将有利于石笋13C值降低。同样, 地下水在洞穴内(包括在钟乳石上和在石笋表面)的流速也会加快, 即滴水时间间隔缩短; 植被发育更好也使得洞穴内的CO2含量和(CO2)值上升。这些都不利于CO2的去气作用和PCP作用, 这将有利于石笋13C值降低。最后, 相对温暖的气候一般也会减弱洞穴的通风作用。这仍然不利于CO2的去气作用和PCP作用。所有这些导致的CO2的去气作用和PCP作用的减弱都将有利于石笋13C值的降低。

因此, 石笋SI3的13C变化的主要影响因素可能是夏季风气候变化控制的地表植被变化及其他相关过程, 如地下水在洞穴盖层中的停留时间和水-岩相互作用、地下水的流速和滴水时间间隔、洞穴通风效应和空气CO2的含量等。夏季风气候增强时, 地表植被增加和植物中C3植物的比例更高, 洞穴盖层中水-岩相互作用减少, 滴水时间间隔缩短, 洞穴空气CO2的含量升高, 以及洞穴的通风作用减弱等, 这些因素都有利于石笋的13C降低。而当夏季风气候减弱时则情况相反。

如图1所示, SI3的13C与18O记录之间存在明显差异, 即在H5事件发生时13C记录比18O记录变轻的时间明显偏早, 且在H5事件期间, SI3的18O与葫芦洞两支石笋的18O变化趋势一致(图1c—图1e)。这一差异显然不能用与夏季风气候紧密相关的地表植被及其他相关过程(如水-岩相互作用、地下水流速和滴水时间间隔等)的变化来解释。根据以下证据, 我们推测这一差异可能暗示洞穴通风作用在SI3的13C变化中有着重要作用。

(1) SI3的13C和Mg/Ca (未发表数据)变化具有高度一致性(图1a和图1b、图3)。Hellstrom.[1]认为石笋的Mg和13C值在长时间尺度上的正相关关系是由PCP作用增强导致的, 而洞穴通风作用是影响PCP的重要因素。

(2) SI3的Mg/Ca比值显著高于同一地区其他石笋, SI3的Mg/Ca比值变化范围为14.5×10–3~ 47.2×10–3, 而该地区梭子洞的石笋SZ2的Mg/Ca比值为9.5×10–3~14.7×10–3 [26], 宋家洞石笋SJ3的Mg含量在3200×10–6~9200×10–6之间(相当于Mg/Ca比值8×10–3~23×10–3)[27], 附近重庆新崖洞石笋XY6的Mg/Ca比值为8×10–3~13×10–3 [28]。

(3) SI3生长于狮子洞洞口, 这样的位置容易受到较强的通风作用影响。尤其是冬季, 在强盛的冬季风控制下, 洞外温度急剧下降, 洞穴内外空气密度差增大, 会导致洞穴通风明显增强。

图3 SI3的δ13C和Mg/Ca相关关系

(4) 该洞穴空气CO2含量长期(包括在夏季)较低(未发表数据)。在长时间(如百年、千年)尺度上, 可以推测在冬季风相对增强(夏季风相对减弱)的时期, 洞外平均温度更低, 洞穴内外温差更大, 洞穴通风更强, 沉积的碳酸盐的13C更重; 在冬季风相对减弱(夏季风相对增强)的时期则相反。这也和13C与18O之间呈现的正相关关系一致, 反映了冬季风和夏季风整体上呈现此消彼长的反相关关系。这与黄土高原风成沉积记录的一致[29–30]。

(5)13C值的更早变轻与该石笋的87Sr/86Sr指标在该事件中的变化(开始变小)在时间上基本一致[31]。根据Zhou.[27]和周厚云等[32]的研究, 该地区石笋87Sr/86Sr比值的降低显示大气粉尘活动和冬季风减弱。这些证据似乎都表明13C值的更早变轻与CO2的去气作用和PCP及通风作用的变化有关, 而通风作用减弱与冬季风减弱有关。推测在H5事件中, 当夏季风还较弱时, 主要发生在冬季的洞穴通风作用因冬季风的减弱也显著减弱, 导致CO2的去气作用和PCP作用减弱, 并最终导致石笋13C值变轻。这表明, 在H5寒冷事件发生时, 我国中部地区(或者至少在所研究的地点)的夏季风和冬季风气候之间可能出现了脱耦现象, 没有呈现出此消彼长的关系。不过, 为何在H5事件发生过程中出现这种夏季风和冬季风之间的脱耦现象, 原因目前还不清楚, 还有待今后进一步深入研究。

5 结 论

本文高分辨率重建了石笋SI3在54~46 ka时期的13C变化。整体趋势上13C与18O的变化基本相似, 在较短的百年尺度事件上两个记录高度相似。夏季风气候控制的地表植被变化, 包括植被类型和植被密度, 以及同样与夏季风气候有关的其他因素如地下水停留时间和水-岩相互作用, 洞穴空气CO2的含量, 滴水时间间隔、洞穴通风作用及与它们有关的CO2去气作用及PCP作用等, 都可能对SI3的13C变化产生了影响。在寒冷事件H5发生时13C与18O的变化存在显著的不同步现象。13C值更早变轻可能与PCP作用减弱有关, 推测在H5发生时洞穴通风较早出现了减弱, 可能指示洞外冬季风的减弱, 但在H5事件发生时夏季风和冬季风均出现减弱的原因还有待今后进一步深入研究。

在石笋SI3的13C测试过程中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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The high-resolution speleothem13C record during 54~46 ka from the Shizi Cave in NE Sichuan, Central China and influencing factors

HUANG Jia-yi, CHEN Lin, CHEN Qiong, LIU Shu-hua, YANG Liang, MI Xiao-jian, DENG Xiao-min, PENG Xiao-tao, LI Han-jie and ZHOU Hou-yun*

School of Geography, South China Normal University, Guangzhou 510631, China

Stalagmite SI3, which is 241 mm in length, was collected from the Shizi Cave (32°24′N,107°10′E) in NE Sichuan, Central China. Ten precise230Th dates indicate that SI3 developed during 54~46 ka. A total of 236 sub-samples were measured for stable carbon isotopic composition (13C) to investigate its paleoclimatic and paleoenvironmental significance. The13C and18O records of SI3 show a similar long-term trend during 54~46 ka, implying that the13C of SI3 was significantly influenced by ground vegetation and other factors such as water-rock interaction, dripping interval and ventilation of the Shizi Cave. In addition, the13C and18O records of SI3 show significant differences during the H5 cold event that13C shifted to negative values much earlier than18O, which is possibly related to relatively less CO2degassing and prior calcite precipitation, and in turn to weaker ventilation of the cave and winter monsoon, suggesting a decoupling between winter and summer monsoons during the H5 cold event.

13C; vegetation; ventilation; NE Sichuan

P599; P534.631; P467

A

0379-1726(2016)04-0425-07

2015-11-30;

2016-01-27;

2016-03-25

国家自然科学基金(41271212, 41473093, 40973009); 教育部博士点基金(20120101110050)

黄嘉仪(1991–), 女, 硕士研究生, 自然地理学专业, 主要从事全球变化研究。E-mail: 820468662@qq.com

ZHOU Hou-yun, E-mail: hyzhou@gig.ac.cn, Tel: +86-20-85211380