漓江流域末次冰期以来气候环境变化研究进展

殷建军, 汪智军, 唐伟, 蓝高勇, 李建鸿

自然资源部/广西岩溶动力学重点实验室, 中国地质科学院岩溶地质研究所, 广西桂林, 541004

内容提要: 为更好地认识漓江流域过去气候环境变化，更好服务于漓江流域未来气候环境预测、生态环境建设及资源环境可持续发展，本文对漓江流域末次冰期以来的气候环境研究现状进行了总结和综述。总结了年代学、现代过程研究、古气候环境重建和古人类演化方面的进展及存在的问题，并对下一步的研究方向进行了分析和探讨。希望能促进华南地区过去气候环境变化研究，并对经济社会可持续发展提供借鉴和参考，助力桂林可持续发展创新示范区建设。

漓江属于珠江流域西江水系，发源于南岭之一——越城岭主峰猫儿山，在广西东北部依次流经兴安县、灵川县、桂林市区、阳朔县，在平乐县平乐镇与荔浦河、恭城河汇合称为桂江。漓江全长214 km，流域面积5857.42 km2。漓江流域为亚热带湿润季风气候，雨热同期。年平均气温在19 ℃左右，年平均降水近1900 mm。

漓江流域位于华南地区北部、以其独特的岩溶地貌而闻名(图1)。复式向斜等构造塑造了漓江流域的地貌框架， 外源水和雨水塑造着灰岩地貌的形态结构，季风气候的雨热同期则加速了岩溶地貌的塑造，新生代的构造抬升塑造了高耸的峰林峰丛，各种地质营力的共同作用下形成了漓江流域形态各异的孤峰、连片的峰丛。对于漓江流域岩溶地貌的形成时间，不同学者有着不同的认知，如对于漓江流域峰林平原形成时间主要有3种认识：中、晚三叠世至早侏罗世(刘金荣, 1995)，晚白垩世(陈治平和刘金荣, 1980; 邓自强等, 1988)和古近纪—新近纪(杨钟健, 1935; 曾昭璇, 1982; 龚兴宝, 1985; 朱学稳, 1991a, b, c)。特别是缺少确切的化石和年代学数据，导致对进一步的认知带来了很大的困难。本文主要探讨漓江流域末次冰期(距今约70 ka)以来的气候环境演变过程，主要基于以下考虑：① 目前漓江流域已发现最早的古人类化石为距今约35 ka BP(王令红等, 1982)，但周边的古人类遗址却显示，至少80 ka BP就已经有现代人生存(Liu Wu et al., 2015)，因此，末次冰期以来的气候环境重建有助于理解人类对气候环境的适应；② 华南地区末次冰期以来气候记录相对不多，漓江流域末次冰期以来的气候研究可以促进对该地区气候变化的认识；③ 华南地区未来气候环境将如何演变，末次冰期以来的气候环境演变可以提供借鉴和参考。基于上述考虑，本文对漓江流域末次冰期以来的气候环境演变进行综述，希望能促进漓江流域的气候环境变化研究，并对生态环境可持续发展提供借鉴和参考。

1 年代学研究

年代学是气候环境演变研究的基础。漓江流域岩溶环境有着其特殊性，如灰岩质纯，非碳酸盐物质较少，可定年物质相对较少；岩溶高度发育，地表物质容易流失，地下漏失严重；灰岩地层铀含量低，次生化学沉积物定年困难。这些因素一定程度限制了漓江流域的年代学研究工作，也影响了气候环境重建工作的开展。

图1 漓江流域现代监测研究点、地质载体和古人类遗址分布图[基于2004年桂林市行政区域图绘制， 研究洞穴：响水洞 据Zhang Meiliang et al., 2004, 丰鱼岩 据Li Hongchun, 2017, 水南洞 据Zhang Meiliang et al., 2006, 茅茅头大岩和盘龙洞 据Yin Jianjun et al., 2019, 硝盐洞 据殷建军等, 2017；古人类遗址：宝积岩 据王令红等, 1982, 轿子岩、大岩、甑皮岩、庙岩和父子岩数据来源于甑皮岩国家考古遗址公园, 晓锦遗址 据广西壮族自治区文物工作队, 资源县文物管理所, 2004，福岩洞 据Liu Wu et al., 2015; 泥炭：西南村 据周建超等, 2015, 会仙 据汪良奇等, 2014; 树轮：灵田 据Cai Qiufang et al., 2018]Fig.1 Distribution of the monitored caves, the researched geological records and Hominid sites around Lijiang River Basin [the figure was redrawn based on the administrative map of Guilin 2004. Researched caves: Xiangshui Cave (Zhang Meiliang et al., 2004), Fengyu Cave (Li Hongchun et al., 2017), Shuinan Cave (Zhang Meiliang et al., 2006), Maomaotou Big Cave and Panlong Cave (Yin Jianjun et al., 2019), Xiaoyan Cave (Yin Jianjun et al., 2017&); Hominid sites: Baoji Cave (Wang Linghong et al., 1982&), the data of Jiaozi Cave, Big Cave, Zengpi Cave, Miao Cave and Fuzi Cave were from Zengpi Cave National Archeological Park, Xiaojin hominid site (The Archaeological Team of the Guangxi Zhuang municipality and Cultural Relic Management Institute of Ziyuan County, 2004&), Fuyan Cave (Liu Wu et al., 2015); Peat: southwest village (Zhou Jianchao et al., 2015&), Huixian (Wang Liangqi et al., 2014&); Tree ring: Lingtian (Cai Qiufang et al., 2018)]

漓江流域系统年代学研究工作开始于20世纪70～80年代，主要的测年技术有14C测年和铀系测年法。从14C测试结果来看，主要分布在3个时间段：中晚全新世(8.2 ka BP以来)、早全新世(11.7～8.2 ka BP)和20～38 ka BP。中晚全新世的测年材料主要为穴珠、石笋、石幔等洞穴沉积物(朱学稳等, 1988)，以及泥炭和碳化木等(涂水源等, 1988)，早全新世的研究主要是针对甑皮岩考古遗址，测年材料主要为洞穴钙板、螺蛳壳和木炭等(中国社会科学院考古研究所等, 2003)，而20～38 ka BP的测年材料主要有洞穴石笋(袁道先等, 1999)、钙板、钙华和莲花盆等(仇士华等, 1990; 朱学稳等, 1988)以及洞外的泥炭、碳化木和黏土等(涂水源等, 1988)。虽然测试结果存在以下缺陷：① 未考虑“死碳”的影响；② 测试材料更多带有普查性质，采样有一定随机性；③ 传统14C测年方法限制，测年极限为38 ka BP左右。但取得了一些有益的进展：① 通过对现代树木、稻米、竹和草等植被的14C测试，证明了岩溶区陆生植被的14C年龄是可靠的(仇士华等, 1990)；② 通过对现代螺蛳、蚌和水草的14C测试，证明了岩溶区水生生物及水生植物的生长受到岩溶水“死碳”的影响(仇士华等, 1990)。而这对岩溶碳汇的准确估算有着一定的参考意义；③ 洞穴穴珠多为潜水面附近流水扰动形成的核形石(翁金桃和茹锦文, 1982)，14C结果佐证了穴珠形成的气候相对比较湿润(朱学稳等, 1988; 仇士华等, 1990)，因此，洞穴底板中穴珠层可以作为湿润气候的标志层； ④ 甑皮岩钙华板、螺蛳壳和木炭等14C测年结果虽存在一些差异，但共同确定了甑皮岩遗址的年代，使之成为华南地区史前考古的重要遗址； ⑤ 基于AMS14C年龄，在桂林盘龙洞1号石笋首次发现了华南地区发生的“新仙女木事件”(Li Bin et al., 1998)。⑥ 漓江流域地下水和泉水14C数据揭示了随深度增加，地下水年龄增大，对岩溶水地下水的循环研究有一定参考意义(仇士华等, 1990)。

铀系年代学主要是对岩溶次生化学沉积物开展研究，同样开始于20世纪70～80年代。原中国科学院地质研究所和原地矿部南海地质调查指挥部实验室分别对桂林茅茅头大岩石笋进行了铀系年代学测试(温孝胜和叶华东, 1985; 赵树森等, 1986)，二者结果相互验证，证明了测试方法的可靠；但同时也发现漓江流域洞穴石笋铀含量普遍偏低(<0.05×10-6)。随后，中国地质科学院岩溶地质研究所、美国明尼苏达大学等单位对漓江流域的洞穴石笋进行了大量的测试和研究工作，取得了过去200 ka以来多个铀系年龄数据(袁道先等, 1999; Zhang Meiliang et al., 2004; Cosford et al., 2008; Li Hongchun et al., 2017)。但由于石笋铀含量太低，以及岩溶强烈发育，多数样品相对“较脏”[n(230Th)/n(232Th)值低]，一定程度地限制了铀系年代学在漓江流域的应用。

热释光方法对桂林甑皮岩出土陶片的研究发现，甑皮岩出土的陶片年代分布在6.99～10.37 ka BP之间，与14C年龄相互验证(王维达, 1984)。但由于岩溶区可用于热释光测年的材料相对匮乏，该方法并没有广泛的应用。近两年，对桂林南圩盆地河湖相沉积物开展的光释光测年研究(未发表数据)，验证了光释光方法对岩溶区河湖相沉积物测年的可行性。这为漓江流域各级河流阶地研究提供了可行的年代学研究方法。另外，随着26Al/10Be埋藏测年方法的发展，可以对洞穴河流相碎屑沉积物进行测年，测年范围可以达到0.1～5.0 Ma(Granger and Muzikar, 2001)。这为漓江流域不同高程各级洞穴及地貌演化的研究提供了可能的年代学方法。

图2 桂林茅茅头大岩内部带温度变化与桂林年均气温对比(1980～1981年数据来源于朱学稳等, 1988; 桂林年平均温度来源于http://data.cma.cn/)Fig. 2 Comparison of air temperature in inner part of Maomaotou Big Cave and annual mean temperature of Guilin (the data of cave temperature in inner part between 1980 and 1981 is sourced from Zhu Xuewen et al., 1988&; the annual mean temperature of Guilin is sourced from http://data.cma.cn/)

2 现代过程研究

“将今论古”是古气候研究的基本方法，古气候环境指标的解译基于指标与现代气候环境要素的关系。漓江流域的现代过程研究开始于20世纪70～80年代，中国地质科学院岩溶地质研究所在国内率先开展洞穴气候观测。发现洞穴存在过渡带和内部带，洞穴内部带相对稳定，其气温与桂林市多年平均气温接近，与洞穴顶板厚度成反相关(朱学稳等, 1988)。对比桂林茅茅头大岩1980～1981年与2013年以来内部带气温数据(图2)，发现二者在误差范围内是一致的，但2013年以来的气温相对略有下降(1980～1981年平均气温为19.24±0.61℃，2013年以来平均气温为18.91±0.49℃)，这种气温下降的现象在桂林阳朔盘龙洞同样存在(张美良等, 2017)。但从图2可以看到桂林年平均气温处于逐步上升状态，2010年代较1980年代平均气温升高了1.1℃，这可能与漓江流域植被恢复有一定的关系(图3; 覃家科等, 2005; Yin Jianjun et al., 2019)。同时茅茅头大岩相对更厚的顶板，导致内部带温度变幅相对更小。植被恢复还有一个重要的影响，那就是土壤和洞穴空气CO2浓度以及滴水p(CO2)的升高(张美良等, 2017)，进而带来岩溶作用的增强和滴水形成的碳酸钙沉积的增加(张美良等, 2017)。这个过程可以被洞穴石笋δ13C记录到(Yin Jianjun et al., 2019)。

桂林盘龙洞洞穴CO2监测发现一个很有意思的现象，那就是暴雨后洞穴CO2会出现一个突然的升高，升幅可以达到1～2倍(张美良等, 2017)。这主要是因为暴雨前土壤CO2浓度/含量较高，暴雨的快速下渗和运移，将土壤CO2快速挤压，进入洞穴，而盘龙洞为相对封闭洞穴，空气交换相对较慢，导致了洞穴空气CO2的快速升高。因此，高分辨率的洞穴CO2监测，可以为洞穴滴水响应大气降水提供参考，而CO2变化记录的响应时间为洞穴滴水对大气降水的最短响应时间。洞穴空气中的溶蚀试片实验证实了洞穴空气存在侵蚀性(朱学稳等, 1988; 张美良等, 2017)，洞穴CO2结合空气中的水汽，形成的悬浮态、漂浮态碳酸对洞穴内部基岩和形成的次生化学沉积物存在侵蚀作用。这也是洞穴内部基岩和次生化学沉积物风化的重要原因之一。

图3 桂林西北郊光明山植被对比(修改自Yin Jianjun et al., 2019;照片a拍摄于1980年代，拍摄日期不详，照片b拍摄于2020年9月1日)Fig.3 Variation of vegetation cover above Guangming Mountain (modified from Yin Jianjun et al., 2019;picture a and b were shot on 1980s and September 1st, 2020, respectively)

洞穴滴水示踪和高分辨率的滴水监测，确定桂林丫吉硝盐洞XY5滴水雨季对大气降水的响应时间小于48 h，一些强降水事件，响应时间甚至小于4 h，并且雨季日降水量大于16.3 mm就可以形成径流，在洞穴滴水被监测到(殷建军等, 2017)。洞穴滴水的水温可以作为滴水对大气降水响应的示踪剂(殷建军等, 2017)。大气降水和洞穴滴水δ18O的监测，同样可以确定洞穴滴水对大气降水的响应时间，如桂林盘龙洞内部带滴水点对大气降水的响应滞后3～4个月(覃嘉铭等, 2000a)，而茅茅头大岩不同的滴水点、不同季节对降水响应滞后时间为不到1个月到半年不等(Yin Jianjun et al., 2020)。

漓江流域大气降水δD和δ18O月分辨率的监测始于1983年，一直持续到1998年(刘东生等, 1987; 李彬等, 2000a; 覃嘉铭等, 2000a; 涂林玲等, 2004)。之后从2010年开始，进行了场雨尺度的监测，并持续到现在。多年的监测，取得了以下进展：① 建立了漓江流域的大气降水线(刘东生等, 1987; 涂林玲等, 2004)，且不同年份大气降水线存在差异，如δD = 8.9δ18O + 20 (1983～1985, 数据以SMOW标准给出, 刘东生等, 1987)，δD = 8.42δ18O + 16.28 (1983～1998, 数据以SMOW标准给出, 涂林玲等, 2004)，δD = 8.87δ18O + 15.49 (2010年, 数据以V-SMOW标准给出, 吴夏等, 2013)和δD = 8.89δ18O + 18.58 (2008～2012，数据以V-SMOW标准给出, 张美良等, 2017)。这主要是与夏季风强弱变化和热带辐合带(ITCZ)的南北移动有关(Cai Zhongyin et al., 2018; Ruan Jiaoyang et al., 2019)。 ②大气降水δD和δ18O有明显的季节变化，雨季偏负，旱季偏正，这主要是与水汽来源变化有关(李彬等, 2000a)。 ③ 降水δ18O年平均值与夏季风降水量及夏季风降水量与年降水量的比值呈显著负相关(覃嘉铭等, 2000a)，反映夏季风强度和夏季风降水量是年大气降水δ18O的控制因素。进一步的研究发现，年际尺度上漓江流域大气降水δ18O主要受到夏季风强度和厄尔尼诺—南方涛动(ENSO)影响，而降水量则受到西太副高强度变化影响(Yin Jianjun et al., 2020)。 ④ 场雨尺度，大气降水δ18O主要受控于水汽来源(Zhang Meiliang et al., 2015; Yin Jianjun et al., 2020)。

洞穴滴水及现代沉积物δ18O的监测则显示，洞穴滴水与现代沉积物δ18O呈现同步变化特征(覃嘉铭等, 2000a; 张美良等, 2017)。常年性快速滴水表现出明显的季节性，而常年性慢速滴水表现出一定的趋势性，而季节性滴水则主要响应雨季降水δ18O变化(殷建军等, 2017; 张美良等, 2017)。对于强降水事件，洞穴滴水δ18O及其他化学指标可以准确捕捉到(Wu Xia et al., 2018; Yin Jianjun et al., 2020)。茅茅头大岩洞口附近两个滴水点，虽然受到通风的影响，但洞穴现代沉积物δ18O仍主要反映大气降水δ18O的信息(Yin Jianjun et al., 2020)。洞穴滴水及沉积物δ13C的监测则显示，滴水和沉积物δ13C主要受控于土壤CO2产率和运移过程，受到温度、降水、植被覆盖、含水层水文过程和洞穴脱气等多种因素影响(Wu Xia et al., 2015; 张美良等, 2017)，需要对不同洞穴、不同滴水点进行具体分析。

3 过去气候环境变化研究

漓江流域在过去气候变化重建方面取得了一定进展，但受限于年代学，末次冰期以来的气候变化研究仍存在一定的局限性。目前，已经在树轮、泥炭、孢粉和洞穴石笋方面取得较大的研究进展。

图4 桂林年均降水量与灵田镇树轮α-纤维素δ18O、盘龙洞PL4石笋δ18O对比: (a) 桂林年均降水(数据来源于http://data.cma.cn/); (b) 灵田镇树轮α-纤维素δ18O (据Cai Qiufang et al., 2018); (c) 盘龙洞PL4石笋δ18O (据Yin Jianjun et al., 2019)Fig. 4 Comparison of tree ring α-cellulose δ18O from Lingtian town, δ18O of stalagmite PL4 from Panlong Cave and annual mean precipitation of Guilin: (a) annual mean precipitation of Guilin(data from http://data.cma.cn/); (b) tree ring α-cellulose δ18O from Lingtian town (from Cai Qiufang et al., 2018); (c) δ18O of stalagmite PL4 from Panlong Cave (Yin Jianjun et al., 2019)

3.1 树轮

桂林灵川县灵田镇马尾松树轮宽度和α-纤维素δ18O与水文气候指标的显著相关关系，表明漓江流域利用马尾松重建过去水文气候的可能性(段丙闯和蔡秋芳, 2017; Cai Qiufang et al., 2018; 蔡秋芳等, 2019)。灵田镇马尾松α-纤维素δ18O与当地雨季降水及相关指数显著负相关(Cai Qiufang et al., 2018)。而树轮宽度与7月标准化降水—蒸散发指数(SPEI)显著正相关(段丙闯和蔡秋芳, 2017)，因此，综合了树轮宽度和α-纤维素δ18O能更好地重建当地5～11月SPEI(蔡秋芳等, 2019)。对比桂林年均降水、灵田镇马尾松α-纤维素δ18O和桂林盘龙洞PL4石笋δ18O之后发现，灵田镇马尾松α-纤维素δ18O和桂林盘龙洞PL4石笋δ18O可以很好地反映桂林年代际降水变化(图4； Cai Qiufang et al., 2018; Yin Jianjun et al., 2019)。如20世纪50年末～60年代初和80年代降水相对较少的时段，α-纤维素δ18O相对偏轻和石笋δ18O相对偏重，而20世纪50年代初、70年代和90年代降水相对较多时段，α-纤维素δ18O相对偏重和石笋δ18O相对偏轻(图4)。

3.2 孢粉

桂林甑皮岩古人类遗址剖面孢粉分析揭示漓江流域存在3个植被演替阶段，分别为疏树植被阶段、阔叶植物为主的针阔混交林阶段和针叶植物为主的针阔混交林阶段(王丽娟, 1989)，分别对应早全新世、中全新世和中全新世晚期—晚全新世，3阶段气候特征分别为温湿偏凉、暖热潮湿和温暖稍干(王丽娟, 1989)。甑皮岩剖面揭示漓江流域气温和降水在早中晚全新世呈现先升高后降低的过程，这与全球气温变化是一致的(Marcott et al., 2013)。桂林响水洞X1石笋δ18O指示夏季风自6 ka BP以来逐步减弱(Zhang Meiliang et al., 2004)，夏季风的减弱导致漓江流域降水的逐渐减少(覃嘉铭等, 2000a)。桂林西南村松属孢粉比例自6 ka BP以来呈现增加的趋势(周建超等, 2015)，这与甑皮岩剖面记录的是一致的。可能响应了全球气温降低、夏季风逐渐减弱和降水逐渐减少的过程(图5)。但总体而言，气候变化并没有改变漓江流域中亚热带常绿阔叶林的植被面貌(王伟铭等, 2019)。

图5 30°S～30°N温度距平、桂林响水洞X1石笋δ18O与桂林西南村松属百分比对比： (a) 30°S～30°N温度距平(据Marcott et al., 2013); (b) 响水洞X1石笋δ18O (据Zhang Meiliang et al., 2004); (c) 西南村松属百分比(据周建超等, 2015)Fig. 5 Comparison of temperature anomaly between 30°S and 30°N, δ18O of stalagmite X1 from Xiangshui Cave and percent of Pinus pollen in profile of Xinan village： (a) temperature anomaly between 30°S and 30°N (from Marcott et al., 2013); (b) δ18O of stalagmite X1 from Xiangshui Cave (from Zhang Meiliang et al., 2004); (c) percent of Pinus pollen in profile of Xinan village (from Zhou Jianchao et al., 2015&)

高分辨率孢粉记录揭示，中世纪暖期(900～1200 AD)漓江流域温暖湿润，小冰期(1200～1570 AD)气候凉干(周建超等, 2015; 覃军干等, 2016)。但由于年代学和分辨率方面的问题，不同记录对这两个气候阶段的认识存在一些差异(覃嘉铭等, 2000b; Zhang Meiliang et al., 2004; 周建超等, 2015; 覃军干等, 2016; Li Hongchun et al., 2017)，需要更高精度和分辨率的记录来解决。桂林西南村剖面在0.75～0.38 ka BP出现疑似栽培水稻花粉和蔬菜十字花科植物花粉，同时常绿栎花粉含量持续下降，指示了该地森林遭到破坏，农业种植得到扩张，并导致山地水土流失加剧，是当地石漠化过程的开始(周建超等, 2015)。桂林丰鱼岩F4石笋δ13C同样记录了一次石漠化过程(覃嘉铭等, 2000b)。此次石漠化过程始于1790年，虽然当时的降水量相对较高，但由于当地人口的增长，以及气温相对偏低(Ge et al., 2013)，在自然和人为双重压迫下，当地植被遭到持续破坏，石笋δ13C表现出逐步偏重的变化(图6; 覃嘉铭等, 2000b)。

图6 中国温度距平与桂林丰鱼岩F4石笋δ18O和δ13C对比: (a) 中国温度距平 (据Ge et al., 2013); (b) 丰鱼岩F4石笋δ18O记录 (据覃嘉铭等, 2000b); (c) 丰鱼岩F4石笋δ13C记录 (据覃嘉铭等, 2000b)Fig. 6 Comparison of China temperature anomaly with δ18O and δ13C records of stalagmite F4 from Fengyu Cave: (a) China temperature anomaly (from Ge et al., 2013); (b) δ18O record of stalagmite F4 (from Qin Jiaming et al., 2000b&); (c) δ13C record of stalagmite F4 (from Qin Jiaming et al., 2000b&)

3.3 泥炭

多个泥炭记录显示漓江流域峰林平原泥炭有两个明显的发育期，分别为6 ka BP左右(朱学稳等, 1988; 汪良奇等, 2014; 周建超等, 2015; 王伟铭等, 2019)和MIS3阶段(朱学稳等, 1988; 涂水源等, 1988)。桂林西南村埋深4～4.5 m的泥炭年龄为6.40±0.12 ka BP，桂林火车南站南西侧埋深11.1～11.3 m泥炭年龄为6.13±0.09 ka BP(朱学稳等, 1988)，6.40 ka BP左右桂林会仙湿地开始有湖相沉积(汪良奇等, 2014)，龙胜大平塘泥炭发育于距今5.5 ka BP(王伟铭等, 2019)。这期泥炭的发育对应漓江一级阶地的形成(桂林临桂路口漓江一级阶地底部碳化木年龄为6.85±0.19 ka BP; 涂水源等, 1988)。而MIS3阶段泥炭发育期对应漓江二级阶地的形成，桂林三里店原三砖厂和五里店乌石山漓江二级阶地埋藏碳化木和泥炭层年龄分别为32.78±0.13 ka BP和34.50±1.5 ka BP(涂水源等, 1988)。因此，漓江流域泥炭的形成演化伴随着漓江阶地形成和发育，反映了漓江流域水系的演化及峰林平原水环境的变化。漓江作为区域侵蚀基准面，在MIS3阶段和全新世中期发育阶地，说明当时降水量较丰富，与这两个时段夏季风相对偏强是对应的。

3.4 洞穴石笋

汪训一(1985)率先在国内开展石笋年代学、碳氧稳定同位素气候变化重建工作。随后，桂林洞穴石笋古气候研究主要集中在两个时段：近现代和过去200 ka以来。近现代石笋的研究发现，漓江流域的石笋δ18O响应了大尺度气候环流信号(殷建军和唐伟, 2016)。年代际尺度上，石笋δ18O能够反映当地的降水变化，表现为降水量相对偏多/少，石笋δ18O相对偏负/偏正(Yin Jianjun et al., 2019)。东亚夏季风偏强、拉尼娜(La Nia)态和太平洋十年涛动(PDO)为负相位时，当地降水量偏多，降水δ18O偏负；东亚夏季风偏弱、厄尔尼诺(El Nio)态和PDO为正相位时，当地降水量偏少，降水δ18O偏正(Yin Jianjun et al., 2019)。

桂林过去200 ka以来的石笋研究可以分为2个阶段：2000年以前，以指标探索为主；2000年以后，以高分辨率气候重建为主。指标探索方面，开展了δ18O古温度重建(Qin Jiaming, 1996)，石笋沉积学研究(Lin Yushi et al., 1996; 张美良等, 1999, 2000)，碳氧同位素指示意义探索(李彬, 1994; 覃嘉铭等, 2000a)，石笋发光特性研究(李彬等, 1997)，洞穴沉积物古地磁记录和石笋元素比值气候环境指示意义(李彬等, 1998, 2000b; 袁道先等, 1999)以及石笋中“新仙女木事件”的发现(Li Bin et al., 1998)等等。高分辨率气候重建方面，开展了桂林盘龙洞1号石笋的高分辨率重建(Yuan Daoxian et al., 1997; 袁道先等, 1999)，桂林响水洞1号和3号石笋的50 ka BP以来的气候重建(Zhang Meiliang et al., 2004; Cosford et al., 2008)，桂林水南洞1号石笋140～250 ka BP间气候重建(Zhang Meiliang et al., 2006)，桂林丰鱼岩过去65 ka BP以来气候变化重建(Li Hongchun et al., 2017)。取得的主要进展有：

(1)获得了过去65 ka BP以来连续的高分辨率δ18O记录(图7；Zhang Meiliang et al., 2004; Cosford et al., 2008; Li Hongchun et al., 2017; 说明：图7中石笋X1和X3年代作者采用COPRA年代模型重新建立; Breitenbach et al., 2012)。

(2)重建的石笋δ18O记录可与中国南方集成石笋δ18O记录进行对比(Cheng Hai et al., 2016)，6次海因里希事件(Heinrich event)均被漓江流域石笋δ18O记录到，说明漓江流域气候对区域及全球气候响应的一致性。

(3)虽然盘龙洞1号石笋沉积学特征确认了“新仙女木事件”在当地的存在(Li Bin et al., 1998)，但丰鱼岩F1石笋δ18O和δ13C记录并没有显著响应(Li Hongchun et al., 2017)，这中间到底是什么原因，需要高精度和分辨率的记录来进一步研究。

(4)9.5 ka BP左右，丰鱼岩F1石笋δ18O和δ13C异常偏负(Li Hongchun et al., 2017)，这在其他记录中是没有的，到底是什么原因需要进一步的验证。

图7 中国南方集成石笋记录与漓江流域集成石笋记录对比： (a) 中国南方集成石笋δ18O记录 (据Cheng Hai et al., 2016); (b) 漓江流域石笋δ18O z-score标准化记录(其中X1, X3和F1分别来源于Zhang Meiliang et al., 2004; Cosford et al., 2008和Li Hongchun et al., 2017)Fig. 7 Comparison of the composite δ18O records of South China and Lijiang River Basin： (a) composite δ18O record of South China (from Cheng Hai et al., 2016)； (b) composite and z-score δ18O record of Lijiang River Basin (data of X1, X3 and F1 are sourced from Zhang Meiliang et al., 2004; Cosford et al., 2008 and Li Hongchun et al., 2017, respectively)

4 古人类演化研究

目前已知漓江流域最早的古人类为居住在桂林宝积岩的“宝积岩人”(王令红等, 1982)，距今约35 ka(中国社会科学院考古研究所, 1991)。洞穴古人类遗址发掘发现，漓江流域古人类洞穴居住历史一直延伸到4.5 ka BP(桂林临桂大岩遗址；图8)。漓江流域古人类演化与气候环境的关系我们已经进行过阐述(殷建军等, 2019)，在此不再赘述。本文重点阐述两个时间段：MIS3阶段和全新世中期。前面分析可知，MIS3阶段，漓江二级阶地形成和发育，漓江流域普遍发育泥炭。相对温和的气温，适宜的降水，为漓江流域古人类提供了丰富的食物来源和适宜的居住条件(殷建军等, 2019)。如由于食物相对充沛，螺蛳和河蚌并未进入漓江流域古人类的食谱(王令红等, 1982)，但目前漓江流域MIS3阶段古人类遗址只有宝积岩见诸报道，我们尚无法对漓江古水位进行探讨，需更多的资料来进一步的研究。

在5 ka BP左右，父子岩古人类已经开始洞外生活。漓江流域以北的晓锦，洞庭湖流域古人类在约6.5 ka BP迁徙到此，在河谷地带建立房屋，形成聚落(广西壮族自治区文物工作队和资源县文物管理所, 2004)。桂林甑皮岩人在7 ka BP左右迁出，向南迁徙，可能与洞庭湖流域古人类入侵漓江流域有关(中国社会科学院考古研究所等, 2003)。父子岩遗址则提供了另外一种可能，那就是并非所有洞居古人类均迁徙去了南方，一部分人开始选择洞外生活。但6 ka BP左右这一时间节点却很关键，前面分析知道，漓江一级阶地在6 ka BP左右形成和发育，漓江流域大面积发育泥炭。此时气温相对较高，降水丰富(图8)。由于侵蚀基准面的抬升，或者强降水事件增加，甑皮岩等平原面附近的洞穴经常性淹水，已经不适合人类居住。那么选择地势相对较高、能够遮风避雨的居住地就显得尤为重要。“晓锦人”选择不会淹水的低山丘陵地带居住，并修建了房屋(广西壮族自治区文物工作队和资源县文物管理所, 2004)，“父子岩人”选择了高出平原面的父子岩，选择岩厦和通风的父子岩穿洞作为居住地。这从另一个侧面也验证了漓江流域在6 ka BP左右降水相对今天更丰富。

图8 过去40 ka以来气候环境变化与漓江流域古人类演变(修改自殷建军等, 2019)： (a) 全球气温距平 (据Bintanja et al., 2005); (b) 北半球冰量 (据Hao Qingzhen et al., 2012); (c) 全球海平面变化 (据Bintanja et al., 2005); (d) 东亚冬季风强度 (据Hao Qingzhen et al., 2012); (e) 亚洲夏季风指数 (据Wang Yongjin et al., 2001; Dykoski et al., 2005)Fig. 8 Evolution of human in Lijiang River Basin and the climate changes over the past 40 ka (modified from Yin Jianjun et al., 2019b&)： (a) global temperature anomaly (from Bintanja et al., 2005); (b) modelled Northern Hemisphere ice (from Hao Qingzhen et al., 2012); (c) global Sea level (from Bintanja et al., 2005); (d) East Asian winter monsoon index (from Hao Qingzhen et al., 2012); (e) Asian summer monsoon index (from Wang Yongjin et al., 2001; Dykoski et al., 2005)

综上所述，漓江流域末次冰期以来的气候变化研究取得了以下主要进展：① 重建了过去70 ka BP以来高分辨率的夏季风演变记录，证明了漓江流域气候与全球气候变化的一致性；② 石笋、泥炭和孢粉记录揭示，全新世中晚期以来，夏季风逐渐减弱，夏季风降水逐渐减少，表现为夏季风与降水的同步变化；③ 漓江一、二级阶地的形成发育分别为中全新世和MIS3时期，反映了气候变化与漓江流域水系演化的相关性；④ 漓江流域古人类演化与气候变化存在一定的关联性；⑤ 现代过程监测揭示在年代际尺度，石笋δ18O可以揭示当地的降水变化； ⑥ 石漠化的形成及恢复过程可以被洞穴石笋δ13C监测到。但受制于测年技术，百年及以下尺度气候变化研究仍难以深入，气候变化与水系演变、岩溶生态及人类活动耦合关系研究仍有待加强。

5 漓江流域古气候环境研究展望

5.1 年代学方面

由于洞穴基岩铀含量普遍较低，岩溶强烈发育，漓江流域洞穴石笋普遍存在铀含量低，相对较“脏”的问题。针对上述问题，建议开展洞穴滴水230Th/232Th调查和监测。由于漓江流域为北东向复式向斜、桂林弧形构造构成了漓江流域的构造格架(邓自强等, 1988)，岩溶最发育，也即洞穴最发育部位基岩以泥盆系灰岩为主，而泥盆系灰岩铀含量相对较低，导致洞穴石笋铀含量的偏低。另外漓江流域在晚白垩世普遍覆盖红层和发育红色溶积钙砾岩(邓自强等, 1988)。那么影响洞穴石笋年龄校正的关键参数初始n(230Th)/n(232Th)可能并非(4.4±2.2)×10-6，因此，更接近当地环境背景的初始n(230Th)/n(232Th)可以为漓江流域洞穴石笋铀系测年提供更准确的年代校正。另外在洞穴调查中发现，漓江流域部分洞穴中发育有文石石笋，由于文石石笋铀含量普遍较高，可以利用铀系年代学方法测试得出准确可靠的年龄。

5.2 现代过程研究方面

现代降水δD和δ18O监测已经取得很大进展。但仍需确定不同时间尺度上大尺度环流信号和局地气候信号二者在降水δ18O中所占比例。如漓江流域降水的“量效应”在小时、月、季节和年际尺度被观测到的(覃嘉铭等, 2000a; Zhang Meiliang et al., 2015; Yin Jianjun et al., 2020; 以及现在在开展的监测工作)。而水汽来源在场雨尺度占有主导作用(Zhang Meiliang et al., 2015)，而大尺度环流(如夏季风、ENSO)在年际尺度及以上尺度对降水δ18O有显著影响(Yin Jianjun et al., 2020)。因此，如何定量不同时间尺度两种信号在降水δ18O中所起作用对于利用洞穴石笋、树轮定量重建过去的水文气候变化有着重要意义。目前正在开展的场雨尺度、月尺度降水以及不同区域降水δD和δ18O监测研究，将有助于定量厘定这两种信号的比例。多年的洞穴监测，已经很大地促进了对洞穴石笋气候环境指标的解译。但仍需开展洞穴滴水对大气降水响应时间、洞穴环境变化对洞穴沉积物的影响、洞穴上覆植被、土壤变化对洞穴滴水及洞穴沉积物的影响等研究，这些研究的开展将对洞穴石笋在水文、生态方面的研究扩展起到重要促进作用。

5.3 古气候环境重建方面

受制于年代学方法，漓江流域古气候环境重建方面仍存在不小的挑战。根据对桂林南圩盆地开展的研究，光释光测年方法及地貌演化研究可能是未来漓江流域古气候环境重建的重要方向。漓江及支流的多级阶地，不同高程分布的各级岩溶洼地、洞穴可能提供桂林岩溶地貌演化及气候环境的关键信息，为恢复漓江流域的古水文、古地貌提供重要地质证据。另外，最近在漓江流域部分洞穴发现文石石笋，这些石笋铀含量较高，适合高精度定年。在高精度年代学的基础上，可以开展高分辨率、多指标的过去气候变化重建工作。

5.4 古人类演化方面

漓江流域的古人类演化研究已经取得了很大的成就。但仍有以下问题亟待解决：

(1)35 ka BP以前漓江流域是否生活有古人类？如果有，生存方式和生活环境如何？距离漓江流域一百多千米的湖南道县在距今80 ka以前就有现代人活动(Liu Wu et al., 2015)，理论上讲，气候环境相似的漓江流域也应该适合古人类生存，是没有保存，还是还没有找到，又或是之前根本就没有古人类在此活动，需要进一步的考古发掘。

(2)漓江流域古人类遗址的年代学研究仍显不足。受限于低铀含量，铀系测年方法受到很大的限制。未来可以尝试改进采样技术，在遗址文化层挑选干净碳酸盐样品，并对测年方法进行适应性改进，提高铀系测年精度，进而提高漓江流域古人类遗址的年代学研究。

致谢：本文所用气象数据来源于中国气象数据网(http://data.cma.cn/)。感谢台湾大学李红春教授、重庆工商大学周建超博士提供桂林丰鱼岩F1石笋和桂林西南村泥炭孢粉数据。