重庆丰都雪玉洞群洞穴现代监测与古环境研究回顾和展望

曹 敏 ，蒋勇军 ，贺秋芳 ，殷建军 ，杨 琰 ，李廷勇

（1. 云南大学地球科学学院, 云南 昆明 650500；2. 西南大学地理科学学院, 岩溶环境重庆市重点实验室,重庆 400715；3. 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；4. 云南师范大学地理学部, 云南省高原地理过程与环境变化重点实验室,云南 昆明 650500）

0 引 言

岩溶洞穴是特殊的自然条件下，经过漫长地质历史时期逐渐演化而成，因此，洞穴形态、结构及沉积堆积物都保存了大量的环境信息。洞穴石笋因具有分布广泛、定年准确、分辨率高和代用指标丰富等优点而成为晚第四纪以来高分辨率气候环境变化研究的理想载体[1]。对洞穴滴水、洞穴空气环境和洞穴次生碳酸盐进行监测，涉及滴水速率、沉积速率、洞穴温湿度、元素比值、稳定同位素等代用指标[2-4]。结合多指标的洞穴监测手段研究洞穴石笋的沉积机理，有利于进一步认识洞穴石笋对气候变化的响应机制，也有助于石笋代用指标的解释。然而，某些石笋的代用指标存在不确定性或者多解性，对现代洞穴环境指标的综合研究，也有利于加深对洞穴形成环境的认识。

洞穴环境独特，次生化学沉积物形态各异，具有较大的旅游价值。雪玉洞是重庆著名的旅游洞穴，随着洞穴旅游发展，洞穴环境也有所变化，洞内次生化学沉积物景观也面临变色、老化等问题[5-6]。对旅游洞穴环境进行长期、在线的现代观测研究，可为洞穴保护和可持续利用提供依据。

中国是岩溶大国, 岩溶洞穴遍布，尤其是在南方地区。对洞穴碳酸盐的研究虽可上溯到17 世纪旅行地理学家徐霞客的相关描述[7]，然而现代科学研究起步较晚[8]，朱学稳[9]于1988 年对桂林的岩溶地貌和洞穴进行了研究；袁道先[10]基于岩溶作用对环境变化的敏感性，明确提出岩溶记录可以提供高分辨率的环境变化信息，一些学者对桂林[11]、福建[12]、北京[13]等地区的石笋进行了石笋与古气候的相关研究，并将其研究成果相继在国内刊物发表。Wang 等[14]在《Science》上发表末次冰期75～11 ka BP 时段南京葫芦洞有准确定年的石笋δ18O 记录, 显示了东亚夏季风强度变化与北半球夏季太阳辐射变化的一致性并且精确标定了多个气候变化事件，而贵州董哥洞的δ18O 记录重建了160 ka BP 以来的东亚季风变化，精确揭示了冰期终止期的突变特征和时间[15]。随后的研究成果不仅揭示了南方地区千年尺度季风气候变化规律[16-17]，也将石笋δ18O 记录的年龄拓展到640 ka BP 的U-Th 测年上限[18]。全新世石笋的高分辨率记录则更丰富，展示了δ18O 记录的空间的一致性[19]和早-中全新世的季风强弱变化[20]。Tan 等[21]系统了阐述了利用石笋年纹层来定量重建气候变化的方法，短时间尺度上石笋的稳定同位素、纹层和微量元素记录等被用来反映区域水文气候事件[22]和人类活动的影响[23]。

水文气候学指标的建立离不开对洞穴的现代监测。目前，在这一领域的成果包括在广西盘龙洞[24]、湖北和尚洞[25]、北京石花洞[26]、南京葫芦洞[14]、重庆芙蓉洞[27]和雪玉洞[28]等许多洞穴的现代监测研究。综合上述研究成果可以发现，中国从南到北的石笋古气候研究对全球气候变化的响应和反馈占据了重要位置。虽然研究成果显著，但是仍有许多重要的科学问题还有待解决。如石笋δ18O 记录到底反映的是季风强度、气温还是降水？如何区分和定量化，石笋的年代学问题等。为了解开这些问题，在重庆地区丰都雪玉洞群、金佛山羊口洞和武隆芙蓉洞等成为石笋古气候的理想研究基地（图1）。羊口洞的石笋重建了重庆地区206-24 ka BP 时段的夏季风降水变化[29]。研究人员较早地对雪玉洞群开展了连续的洞穴监测研究，并在石笋的高分辨率古气候研究领域发表了一系列成果。经过十来年的发展，有必要对雪玉洞群的石笋古气候研究以及现代监测成果进行梳理，旨在加强对该区域气候环境变化的认识，并对未来生态环境可持续发展提供借鉴和参考。

过去10 年的研究成果表明，在雪玉洞群进行现代观测、并开展对古气候和古环境研究的优势非常明显：(1)因所处的地理位置优越，气候和环境对全球变化的响应非常敏感；(2)同一地区，相似的气候背景下发育着不同水平高度的洞穴，其观测数据可以相互应证和补充；(3)广泛发育的洞穴石笋所含的指标具有一致性，雪玉洞群洞穴内石笋生长连续、年层清晰，可以构建逐年高分辨率δ18O、δ13C 记录，为古气候和古环境重建提供合适的代用指标。这些研究主要回答的科学问题是：雪玉洞内的CO2浓度高且变化迅速的原因？雪玉洞群内的沉积物颜色非常白且沉积速率快的原因是什么？雪玉洞群区域的石笋是否适合高精度古气候重建？

1 基本概况

重庆市国土面积约8.24×104km2，其中碳酸盐岩分布区占总面积的35%[29]，为岩溶洞穴的发育提供了重要的物质基础。雪玉洞群位于亚热带湿润季风气候区，多年平均气温为17.5 ℃，多年平均降水1 072 mm，70%的降水集中在5-10 月，其中8 月受副热带高压控制时降水偏少[30]。洞穴上覆植被以常绿阔叶林和灌丛为主。在区域地壳抬升、河流快速下切过程中，为多层溶洞的形成、发育和丰富的次生化学沉积创造了良好条件。对雪玉洞的研究工作起源于朱学稳等[31]对雪玉洞群的洞穴沉积物和洞穴特征的阐述，他首次提出了“雪玉洞群”的概念，该洞穴群内发育碳酸盐类方解石、文石和硫酸盐类石膏等次生沉积物（图2）。雪玉洞是旅游洞穴，洞内的次生沉积物 “洁白如雪，纯净如玉”，被《国家地理杂志》评为“中国最美洞穴”之一。目前，雪玉洞是国家4A级旅游景区，游客量较大，疫情前平均每月约5 500人入洞参观[32]。从2004 年开始，在雪玉洞内开始了初步的现代洞穴学研究，积累了一些游客数据和洞内空气CO2变化等记录数据[33]。2008 年以来，西南大学在雪玉洞建立了岩溶研究基地，对雪玉洞群开展了系统的现代岩溶学研究：包括对洞穴发育基础水文地质调查、洞穴上覆植被-土壤监测，洞穴内环境要素的监测和石笋定年以及同位素分析等。

雪玉洞群位于重庆市丰都县，由羊子洞、雪玉洞和水鸣洞共同构成，位于长江的支流龙河下游左岸（经 纬 度29°46′30″～29°47′20″N; 107°47′00″～107°48′30″E），距离丰都新县城18 km，洞穴群发育于川东平行岭谷方斗山背斜的翼部，下三叠统灰岩中[31]（图3），是重庆重要的岩溶研究基地。三个洞穴的分布情况、岩性特征、地层产状等基础资料见表1[31]。

表1 雪玉洞群各洞穴位置与特征比较[31]Table 1 Locations and strata of Xueyu caves[31]

2 雪玉洞群洞穴现代环境过程监测

2.1 雪玉洞环境特征与碳迁移

对雪玉洞内气温的同步监测发现：受灯光和游客的影响，雪玉洞内不同洞穴层位气温略有差异：上层17.7～18.3 ℃，中层17.4～18.1 ℃，下层16.6～17.6 ℃[35]。这种上暖下冷的三层温度结构，使得洞内空气层相对稳定，不容易产生气流运动。雪玉洞地下河水温变幅较小，为16. 3～16. 7 ℃[36]。

重庆雪玉洞内年均气温与丰都地区的年均气温几乎一致。旅游开发两三年后，洞内年均温并没有显著变化[33]。许多洞穴在旅游开发后有增温的现象，如意大利的Castellana 洞穴，灯光和游客呼吸使洞内温度升高3.0 ℃[37]；贵州织金洞内气温自1985 年以来升高了2～3.5 ℃[38]。河北临城白云洞，在2000 年“五一”期间，洞穴内某些狭窄处温度日增幅达到2.0～2.4 ℃[39]。长期来看，雪玉洞地区的降雨量、气温和地下河PCO2呈上升趋势，地下河水温变化则呈现微弱的下降趋势（图4）。

洞穴空气CO2浓度是影响洞穴次生化学沉积过程的重要因素之一，也是衡量旅游洞穴环境质量的一个重要指标[40]。一些洞穴在开放几年后，随着游客量逐年增加，洞内CO2浓度也会升高[17]。自2009年以来，雪玉洞的CO2浓度也呈现上升趋势，不过王翱宇等[36]认为旅游活动对洞穴CO2变化的影响较弱；徐尚全等[32]发现只有在旅游旺季且游客容量超过一定阈值时才会带来明显的CO2累积，而这种累积很容易在洞穴自身的净化作用下消除，回归到自然状态。由于地下河水体对洞内CO2的调节，雪玉洞旅游开发带来的CO2累积效应并不明显。研究表明，当游客量为50～200 人/每天时，游客的呼吸对洞穴空气的贡献量为55.02～207.74 mol，即 2.4～9.14 kg，占比较小[32]。此外，雪玉洞在管理上一直是采取控制人数和分批次进入的方式，可以防止洞穴CO2过度增加。但是在月尺度上，洞穴CO2的变化与降雨（月降雨小于250 mm）的关系更密切（R2=0.41，p＜0.01）。

CO2和水是岩溶碳循环中最活跃、最关键的因素。CO2进入水中，形成碳酸，溶解碳酸盐岩；CO2从水中逸出，引起碳酸盐的沉淀[41]。诸多学者都对雪玉洞CO2的季节变化进行过阐述，王翱宇等[36]最先监测到雪玉洞的空气CO2和地下河PCO2存在明显的季节效应（2 000～10 000 ppmv），且二者具有良好的协同变化规律（R2=0.97，p＜0.01）。在时间序列上，地下河的PCO2高值和低值要早于洞穴空气[42]，地下河通过脱气和吸气过程，主导了洞穴内CO2的变化。

Faimon 等[43]对 捷 克Punkevní jeskyně和Sloup-Šošůvka 两个洞穴上覆土壤CO2和洞内CO2进行了监测，认为不同植被下的土壤中CO2含量差异较大，且都影响洞穴中CO2浓度。王晓晓等[44]通过上覆土壤和洞穴水化学的月监测结果发现，土壤CO2浓度的变化和地下河水化学、电导率变化具有一致性。进一步对地下河PCO2和土壤CO2的同步监测发现，日时间尺度上或暴雨时，地下河PCO2对土壤CO2变化的响应非常迅速[45]，也证明了土壤CO2会直接或者间接地影响地下河PCO2和洞穴空气CO2[46]。土壤CO2通过岩石裂隙可以直接进入洞穴系统，土壤与基岩共同组成了一个双层膜介质。干旱时，土壤水分蒸发，其孔隙构成了洞内外气体连接的管道；而湿润时，土壤水充填，无法形成通道，导致CO2在洞内累积，这是地中海区域的洞穴冬季CO2浓度高的重要原因[47]。不过雪玉洞的情况刚好相反，夏季是雨季，土壤水饱和，而洞穴顶部又构成了比较封闭的空间，因此有利于洞穴内部空间维持高浓度CO2。在高温多雨的季节，有更多土壤CO2进入雪玉洞；低温少雨的季节，进入洞穴内的土壤CO2减少，洞穴CO2浓度也较低；氡浓度的季节变化也佐证了这一点[48]。降雨可以溶解土壤CO2渗入地下洞穴，也可以通过活塞效应将土壤和裂隙中的CO2直接压入洞穴，使得洞穴CO2的碳同位素较好地继承了土壤CO2的同位素特征（图5），并且能够通过端元模型计算出来源于土壤CO2部分的比例介于47%～76%之间[49]。通过对暴雨期间雪玉洞地下河的流量以及DIC 等的分析发现，降雨期间雪玉洞地下河的碳通量显著增加，主要受流量增大的影响[50]。利用DIC 计算碳通量表明，2009-2015 年碳通量呈上升趋势，从3.46 t C·a-1·km-2上升到5.64 t C·a-1km-2，7 年间岩溶地下水碳通量增加38%，与该时期降水增加有较大的关系。

2.2 雪玉洞群水文地球化学特征与控制因素

石笋领域研究的两个主要方向是：（1）沉积速率及其控制机理、元素运移等；（2）高分辨率古气候重建。其中滴水和沉积物元素变化能够很好地响应外界环境变化[51]。雪玉洞和水鸣洞的滴水水化学类型都为HCO3-Ca 型，主要受到水岩作用控制[52]。蒲俊兵等[53]对雪玉洞进行监测，发现滴水的主要水化学指标在一个水文年内具有明显的季节变化趋势：洞穴上层滴水的Ca2+和Mg2+浓度高于下层滴水，Mg/Ca 表现为雨季低、旱季高的特征，可以用来指示降水条件的变化。

水岩相互作用和滞留时间对元素比值的变化有着显著的影响。滞留时间可以反映在滴水中，在雪玉洞按照滴量变幅可分成“敏感”滴水点（滴率1～63 mL/min）和“稳定”滴水点（0.9～5.0 mL/min），前者可以很好地反映当月降雨量，后者对降雨的响应具有显著的滞后性[28]。雪玉洞的基岩Mg/Ca 为0.59%～3.53%，属于低镁方解石[34]。雨水和滴水的Mg/Ca 范围分别为4.96%～35.94%和2.39%～11.95%。大气降水本身以及其对土壤和基岩的淋滤作用，会使得滴水和石笋中Mg 元素增加[54]。Mg2+含量不仅和水岩作用时间长短、母岩性质以及水土流失等有关，而且还可能与温度和地下水运移路径有关[55]，如在水流到达洞穴前CaCO3优先沉积（PCP），将导致滴水中的Mg/Ca 比升高[56]。在外界气候干旱条件下，降水减少，进入含水层中的补给水量减少且流速缓慢，岩溶水在含水层的滞留时间增加，水岩相互作用增强。在Wombeyan 洞的监测也印证了滴水Mg/Ca 的增大与厄尔尼诺（2002-2003 年）带来的干旱和PCP 作用增强有关[57]。2006 年长江流域发生严重干旱事件，和尚洞所在区域夏季降水减少30%，洞穴滴水速率对降水的响应没有出现往年的峰值[58]。与此同时，干旱时期较慢滴水速率会引起滴水中更多的CO2脱气，发生PCP 作用，Ca 离子浓度相对降低，Mg/Ca、Sr/Ca 偏高。因此，雪玉洞滴水Mg/Ca、Sr/Ca 的变化在某种程度上可以反映干湿变化。

洞穴滴水中的Ca2+和Mg2+浓度对区域特大降水事件有明显的响应，但不同滴水点由于其运移路径不同，响应机制和表现也不同，在雪玉洞只有“稳定”滴水点中的Mg/Ca 可以反映外界的干湿变化[32]。这种短时间尺度的变化可能随沉积作用被记录在洞穴沉积物中，如石笋中，从而为高分辨率古气候的重建提供物质基础。

3 沉积速率与年代数据

洞穴石笋的沉积速率是反映外界气候环境变化及洞穴内部地质背景条件变化的综合指标，也是气候演变、冷/暖气候事件以及降水强度等的识别标志之一[59]。雪玉洞发育于三叠系飞仙关组，为质纯的颗粒灰岩，其矿物组成以低镁方解石为主[34]。雪玉洞滴水中的Mg/Ca 比也低，从而促进次生沉积物晶体一边继承母岩低的Mg/Ca 特征，一边快速侧向生长，形成自形程度好、洁白通透的沉积物[60]。

石笋的沉积速率可以通过高分辨率U-Th 测年获得，根据石笋定年数据可以精确计算各时段的沉积速率。已发表的雪玉洞群石笋年代最老可以达330～268 ka B.P., 记录了MIS9/8 的转换时期为278～281 ka B.P.[61]，年代较新的可以提供时间分辨率达1a 的过去500a 的气候信息记录[62]。重庆地区洞穴石笋平均沉积速率差异较大（表2）。雪玉洞群的洞穴石笋沉积速率较快，相对于已发表的金佛山羊口洞、梁天洞的石笋沉积速率。当然，不同的气候条件下，石笋的沉积速率存在差异，即便是同一个洞穴，石笋沉积速率也有差异。

表2 重庆地区石笋U 系年龄和沉积速率Table 2 U-Th dating and deposition rates of stalagmites in Chongqing

王翱宇[63]在雪玉洞的监测发现每年11 月至次年5 月的日平均沉积速率达6.94 mg·d-1，即沉积物主要沉积的时期是在洞穴CO2浓度较低的冬春季节，其沉积速率达0.33 mm·a-1，可能是夏季洞穴空气中CO2浓度升高，会抑制滴水中CO2的脱气，不利于方解石生长的原因[64]。因此洞穴空气CO2浓度和滴水速率的季节变化会影响方解石的沉积。徐尚全等[11]在洞内的3 个滴水点放置玻璃片监测，发现雨季的平均沉积量为0.445 g，旱季的平均沉积量为0.249 g，雨季沉积量较旱季高78.7%，表现为雨季高、旱季低；这和芙蓉洞的监测结果一致[65]。可知，同一个洞穴，不同滴水点的洞穴沉积物的季节沉积速率并不完全一致[66]。一两年或者个别滴水点的数据具有较大的不确定性，因此高分辨率和长时期的滴水监测仍然是十分必要的[67]。石笋生长速率的影响因素较为复杂，不能简单地和降水、气温、植被变化等对应起来，那么在考虑使用石笋沉积速率重建古气候的时候还需要特别谨慎。

以水鸣洞取的一根SM1 石笋为例，何潇等[72]按照石笋剖面沉积特征及年龄数据分布，认为沉积速率非常快：在26.5～24.1 ka.B.P. 期间内共沉积了57.5 cm，平均沉积速率为0.25 mm·a-1，和雪玉洞地区的现代监测记录接近；最高沉积速率达到0.72 mm·a-1，且从石笋底部到顶部，不存在百年尺度以上的沉积间断（图6）。而对于具有沉积间断的石笋在计算沉积速率时，需要扣除沉积间断时间[73]。水鸣洞的SMY2 石笋定年在29.9～3.1 ka B.P.[74]，沉积速率为0.01 mm·a-1。由于出现了两次沉积间断，仅在8.0～7.0 ka B.P.连续沉积，扣除沉积间断的影响之后，平均沉积速率为0.25 mm·a-1，也接近SM1 的沉积速率。

4 碳氧稳定同位素与古气候重建

石笋的沉积速率及其稳定同位素和微量元素等都可作为气候和环境的替代指标[75-77]。因此，前面提到的微量元素比值（Mg/Ca）、沉积速率等可以反映降水的变化，为利用地球化学指标重建古降水提供理论依据。但是单一指标往往具有不确定性，需要结合多指标进行研究。

对雪玉洞“林海雪原”附近滴水点洞穴沉积物的δ13C 分析表明，δ13CV-PDB的范围-13.56‰～-9.30‰，平均值为-12.17‰，也存在季节性波动，冬半年偏重，夏半年偏轻[30]。王翱宇等[63]对当地大气降水的现代监测发现，大气降水的δ18O 值表现出明显的夏季偏轻、冬季偏重的趋势。滴水点下方玻璃板块上的方解石沉积物δ18OV-PDB范围为-7.57‰～-5.94‰，平均-6.89‰；沉积物中δ18OV-PDB与δ13CV-PDB具有较好的正相关关系[30]。Wu 等[71]对116～3ka BP 以来的YZ1石笋的δ18OV-PDB与δ13CV-PDB进行了去趋势化比较，发现二者也具有相关性（p＜0.01）。

对于亚洲季风区石笋的氧同位素，不同的学者有不同的解译：反映东亚季风的强弱变化[18]、西南季风的年际变化[78]、水汽来源的“雨量效应”，以及“环流效应”[79]。水鸣洞SM1 石笋剖面沉积时间较短，沉积速率快，沉积物为白色，较纯；其δ18O 变化范围-9.0‰～-7.5‰，呈现阶梯式变化[72]。SM1 的氧同位素变重，沉积速率降低，也记录了东亚季风整体减弱，降水逐步减少的过程，与该时段的Henrich 事件（H2）相对应。

水鸣洞NSM03 的石笋δ13C记录则反映了过去500 年间气候环境演变，时间分辨率达1a，显示小冰期开始时间大约为1 300 A.D.，同时石笋δ18O 值偏重，平均值为-8.05‰，也显示亚洲季风在迅速减弱，该区域进入小冰期时期[80]。在公元1450 年和公元1600 年前后发生两次显著的夏季风减弱事件；根据功率谱分析发现，主要的驱动因素是太阳活动变化[81]。水鸣洞SMY2 石笋的δ18O（-9.3‰～-8.5‰）和δ13C（-9.1‰～-6.5‰）记录表明在8 000～7 000 a B.P.期间出现了多个百年-十年际尺度的气候波动[74]。此外，SMY2 的微量元素分析显示，Ca 的含量比较稳定，变化幅度较小（55%～68%)；Mg 含量范围为0.91%～3.32%。在弱季风事件发生时，Mg/Ca、Sr/Ca、Ba/Ca 出现了较高值。与δ13C 和δ18O 记录相比，7.3 ka BP 前SMY2 石笋的Mg/Ca、Sr/Ca 和Ba/Ca 呈现出频繁的年际振荡。在7.3 ka BP 后，微量元素比值的持续增加，直到大约7.15 ka BP 才开始逐渐恢复到平均状态。在研究期间，Mg/Ca、Sr/Ca 和Ba/Ca 的比值变化非常同步。

梁沙[82]利用羊子洞石笋YYZ1 的230Th 测年数据和稳定碳氧同位素数据建立了116.5～68.9 ka B.P. 期间高分辨率的石笋氧碳同位素时间序列。该石笋δ18O 记录了MIS 25-20 的6 个千年尺度事件，揭示了夏季风强度的变化。石笋δ13C 在夏季风强盛期（MIS 5c、MIS 5a）偏负，衰弱期（MIS 5d、MIS 5b、MIS 4）偏正。与Mg/Ca、Sr/Ca 和Ba/Ca 比值的变化相对应，反映了洞外干湿条件和水文过程。基于多指标记录的93.1～91.5 ka BP 期间，发生了一次明显的干旱事件，即92 ka 事件[83]。Wu 等[71]对羊子洞YZ1 石笋的年 龄 进 行 了 研 究（4.695 ± 0.071 ka BP～116.83 ±0.92 ka BP），石笋的沉积期为118.17 ka BP～3.68 ka BP，YZ1 的平均沉积速度为6.04 mm/ka，平均分辨率约为269 年，覆盖了整个末次冰期。石笋YZ1 的δ18O 和其他洞穴石笋δ18O 记录指示的亚洲季风在轨道-千年尺度上也具有一致性[8]，在细节上YZ1 具有更完善的记录特征。在同位素阶段MIS 5 d 时，石笋δ18O 值比末次冰期MIS 2 时偏重近1.5‰（图7），可能与东亚夏季风水汽源的同位素组成不同以及季风环流的动态变化有关[71]。

5 问题与未来展望

雪玉洞群末次冰期以来的气候变化研究取得了以下主要进展:

(1)对雪玉洞内的CO2变化规律和来源有了比较清晰的认识，证明了现代水文过程和地下河对于洞穴CO2变化的重要驱动作用。发现并量化了土壤CO2是雪玉洞CO2的主要来源，同时地下河的脱气和吸气对雪玉洞CO2也有着重要的调节作用。

(2)雪玉洞滴水的现代监测，揭示了不同水文地质结果对不同滴水的影响。雪玉洞洞穴各滴水的Mg/Ca 表现不同，只有“稳定”滴水点的Mg/Ca 表现出雨季低、旱季高的特征，可以用来指示降水条件的变化。

(3)雪玉洞群石笋精确记录了一系列气候事件，验证了受亚洲夏季风影响的石笋δ18O 响应北半球太阳辐射变化，千年事件还受到海气过程的影响。确定了“7.2 ka 事件”的起止及持续时间，丰富了多全新世气候事件的认识。发现了不稳定的“小冰期”，为准确认识小冰期降水的空间差异提供了新数据。洞穴沉积物中δ13C 可以记录亚洲夏季风的演变，反映了表层岩溶带水文条件的变化。δ13C 和δ18O 结合，反映了亚洲季风变化和区域水文条件的变化。

尽管这十几年在雪玉洞群的监测和研究取得了诸多进展，但是依旧有许多问题还有待解决。

5.1 现代过程方面

现代降水δD 和δ18O 监测已经取得很大进展，但在不同时间尺度上如何区分降水信号来源，如单场降雨中水汽来源的影响以及在区域空间尺度上，不同洞穴对于全球变化响应的差异。

此外，多年的洞穴监测有助于理解石笋的沉积机制，解译洞穴石笋气候环境指标。但外界气候变化、洞穴上覆土壤、植被变化对洞穴滴水和沉积物的影响，仍需开展持续性的连续监测。如对雪玉洞的CO2来源、迁移变化和影响因素都有较为详细的研究，但不同滴水类型的指标差异，如何影响洞穴次生沉积物沉积过程，以及如何影响石笋指标的选择仍需要进一步的研究。

全球变暖背景下，极端干旱和降雨事件发生的概率都将显著增加。现有的监测如Mg/Ca、Sr/Ca 比值等如何响应极端干旱和降水，过去的石笋极端事件的高分辨率重建和未来极端事件预测研究也有待进一步发展。

5.2 年代学方面

雪玉洞群的石笋非常适合铀系高精度测年，但目前的年代数据大都集中在120 ka B.P.以来，缺乏连续的记录，尤其缺乏比较古老的石笋样品。考虑到三个不同层次的洞穴形成时间，羊子洞石笋可能具有更大潜力。但是水鸣洞和雪玉洞的沉积速率明显更快，在年际、百年际高分辨率记录上更有优势，部分样品达到了1a 际的高分辨率。然而长时间、高精度的连续性记录依旧是缺乏的。

5.3 古气候、古环境重建方面

目前的研究还主要是利用石笋代用指标进行古气候重建和区域对比分析，如何结合附近的芙蓉洞、梁天洞、羊口洞等不同高程分布的各级岩溶洞穴，构建区域古水文变化空间格局和地貌演化可能是未来的重要方向，可以为恢复长江中游古水文、古气候重建提供重要的支撑。尤其是随着一些微生物指标的出现，对于石笋形成环境的气温和降水的定量化重建有较大的研究潜力。