末次冰盛期山东半岛高分辨率气候环境变化

于溪川，青芷仪，周厚云

华南师范大学地理科学学院，广州 510631

末次冰盛期（Last Glacial Maximum，简称LGM）是末次冰期以来最冷干的时期，此时北半球夏季太阳辐射明显降低，全球冰盖大幅度扩张，海平面显著下降，陆地生态系统发生巨大变化[1-2]。已有学者通过冰川、黄土、植被、风沙粉尘、泥炭、人类活动等方面对我国北方末次冰盛期的气候环境变化进行研究[3-8]。例如，王照波等[5]对蒙山发育的第四纪冰川遗迹中较新的冰碛垄进行光释光测年，显示其部分形成于末次冰盛期，据此建立了蒙山冰期。Yang 等[6]分析了黄土高原21 个黄土剖面的有机质碳同位素组成，重建了末次冰盛期和全新世适宜期C4植物生物量的空间格局，表明C4生物量等值线的空间展布方向和现代降雨量等值线非常一致，可将其视为东亚夏季风雨带的相似型。李曼玥等[7]基于AMS14C 定年和孢粉分析, 获得了华北平原白洋淀等6 个剖面记录的末次冰盛期以来植被变化历史，重建了华北平原末次冰盛期和全新世暖期的古环境格局，表明华北平原区域植被变化受气候条件、地貌景观和人类活动等因素共同影响。杨利荣等[8]运用扫描电镜与能谱分析，研究了呼伦贝尔沙地末次冰盛期晚期以来风成沙微区形态和黏土矿物成分，并依据风成沙表面矿物特征分析了末次冰盛期的气候环境变化，认为冰期地表植被发育较差，区域沙漠活化且流动性强。Chen 等[9]通过陕西汉中DDH 石笋δ18O 记录，重建了34～13 ka 的亚洲夏季风演化历史，认为其记录的气候变化是受北半球低纬度夏季日照变化的控制，并响应于北半球高纬度地区的千年气候变化。已有的研究成果均表明LGM 时期我国北方气候极为寒冷干燥，全球冰盖大幅扩张，海平面大幅下降，该时期东亚冬季风增强，夏季风减弱。上述研究虽然已经取得了一定成果，但在定年精度和分辨率方面仍存在不足。迄今为止，来自我国北方地区具有精确定年的LGM高分辨率气候环境变化记录还非常少见。石笋因其可以精确定年、气候代用指标丰富、记录较连续、相互对比性强和采样成本低等优势，成为古气候研究中重要的地质材料，已建立如目前世界最长的东亚夏季风 (640 Ka)石笋记录等一系列标志性成果, 为发展轨道-亚轨道气候变化理论提供新证据，同时高分辨率的石笋记录也对理解短尺度气候变化及预测未来气候变化具有重要意义[10-11]。

本文报道了我国山东半岛地下画廊溶洞的一支石笋DXHL3 所记录的古气候信息。该石笋的高U 含量（＞18×10-6）为进行精确的230Th 定年提供了条件。通过高分辨率的氧-碳稳定同位素（δ18O 与δ13C）分析，重建了末次冰盛期山东半岛夏季风气候变化历史，并对其影响机制进行了探讨。

1 样品与研究方法

石笋DXHL3 采自我国山东省临沂市沂水县的地下画廊溶洞（35°41'N、118°25'E）（图1），该溶洞发育于下寒武统厚层灰岩中[12]。研究区是典型的温带季风气候，四季分明，夏季高温多雨，冬季寒冷干燥。当地年平均气温12.1℃，多年平均年降水量约710 mm，降水主要集中于夏季[13]。区域植被以温带落叶阔叶林为主。

图1 地下画廊溶洞区域概览Fig.1 The location of the Dixiahualang (DXHL) Cave

石笋DXHL3 全长约138 mm，整体呈圆柱状，顶部较平，上下比较均匀（图2a）。沿着生长中心将石笋切开，并对切面进行抛光，部分层位生长纹层较为清晰。切面上无明显溶蚀和重结晶现象。在DXHL3 的10 个层位取样，在台湾大学高精度质谱与环境变化实验室（HISPEC）采用 MC-ICP-MS 进行230Th 定年，化学前处理及仪器测试过程和方法参见Shen 等[14-15]。沿着DXHL3 生长中心刮取粉末用于δ18O 和δ13C 分析，每毫米刮取10 个样品，考虑到分辨率及避免样品间交叉污染，最终共挑选了220 个样品进行δ18O 和δ13C 测试，平均分辨率高达20 a。δ18O 和δ13C 测试在中国科学院南京地质与古生物研究所的古生物与地层学国家重点实验室进行，使用仪器为Kiel 型碳酸盐自动进样装置和Thermo-Fisher MAT253 质谱仪。δ18O 分析误差小于0.1‰，δ13C 分析误差优于0.06‰，结果报告相对于PDB 标准。

图2 石笋DXHL3 与年龄模式a: 石笋剖面图，其中黑色短线代表测年点位置； b: 石笋的年龄-深度模式图；c 为a 中进行显微镜观察部分（黑框内）。Fig.2 Staglagmite DXHL3 and its age model a: Profile of stalagmite, where short black line indicates the location of the dating point; b: Age-depth plot of stalagmite; c: the microscopic part of (a) (the black box).

2 结果

2.1 年龄

石笋DXHL3 的230Th 测年结果见表1。10 个样品的238U 含量高（（18 180～35 390）×10-9），232Th 含量低（（0.05～2.2）×10-9），测年精度高，测年误差为33～61 a。石笋的年代序列和生长层序一致，全部10 个年龄没有出现倒序现象。年龄测试结果显示石笋顶部约10 mm 的生长速率显著下降，但磨片对这一段进行显微观察并未发现明显的沉积间断（图2c）。使用线性插值法建立年代模式（图2b），可知石笋DXHL3 的生长时间约为23.2～18.8 ka，时间跨度约为4.4 ka，平均生长速度约为31.4 μm/a。

表1 石笋DXHL3 的U-230Th 年代数据Table 1 U-230Th dating results of stalagmite DXHL3

2.2 δ18O 和δ13C 记录

石笋DXHL3 的δ18O 和δ13C 记录均表现出显著的千年尺度波动，且两者变化趋势极为相似（图3b、c）。δ18O 值的整体变化范围为-7.0‰～-5.2‰，平均值为-6.3‰。在22 ka 附近δ18O 出现最大值为-5.2‰，在石笋停止生长的18.8 ka 附近出现最小值为-7.0‰。δ13C 变化范围在-6.8‰至-1.3‰，平均值为-5.5‰。最大值为-1.3‰，出现在19 ka 附近，最小值为-6.8‰，出现在22.6 ka 附近。δ18O 和δ13C的变化可以分为4 个阶段，第一阶段为23.2～22 ka，δ18O 和δ13C 均呈波动上升趋势，在22 ka 附近达到最大值。第二阶段为22～21 ka，δ18O 值和δ13C 值整体变轻，均呈明显的波动下降趋势。第三阶段为21～19 ka，δ18O 和δ13C 整体波动上升，在19 ka 附近达到最大值。但二者也有细微不同，δ18O 是持续上升状态，而δ13C 在上升至20 ka 附近有一个明显的下降趋势而后再继续上升。第四阶段为19～18.8 ka，两者均显著下降。

图3 石笋DXHL3 的δ18O 和δ13C 记录及与极地冰芯、婆罗洲北部石笋及中国季风区内其他石笋δ18O 记录对比a：格陵兰冰芯NGRIP[17]； b-c：地下画廊溶洞石笋DXHL3； d：婆罗洲北部石笋SSC01[26]；e：豪猪洞石笋HZZ11[18]；f：葫芦洞石笋MSD[19]； g：南极冰芯EDML[17]。各石笋记录均显示了年龄及误差；图中黑色圆点和水平误差棒代表相应记录的定年点及误差；黑色箭头代表变化趋势；所有数据均进行了平滑滤波处理，灰色虚线代表的是原数据，黑色实线为三点滑动平均后数据。Fig.3 Comparison of the DXHL3 δ18O and δ13C records with δ18O records of ice cores from polar areas, speleothems from northern Borneo,and other stalagmites in monsoonal China a: Greenland ice core NGRIP[17]; b-c: underground gallery cave stalagmite DXHL3; d: North Borneo stalagmite SSC01[26]; e: Haozhu cave stalagmite HZZ11[18];f: Hulu cave stalagmite MSD[19]; g: Antarctic ice core EDML[17].All stalagmite records show age and error.Black dots and horizontal error bars represent the corresponding recorded dating points and errors.Black arrows indicate the changing trend.All data are smoothed and filtered; the gray dashed line are the original data and the solid black line are the three-point sliding average.

采 用REDFIT[16]对 石 笋DXHL3 的δ18O 和δ13C记录进行周期分析，结果如图4 所示。可以看到，氧和碳同位素记录都具有2.2 ka 周期，这与前面提到的这两个同位素记录具有显著的千年尺度波动是一致的。

图4 石笋DXHL3 的氧（a）和碳（b）同位素REDFITF 分析结果MC 表示Monte Carlo 置信水平线。Fig.4 REDFIT analysis of the oxygen (a) and carbon (b) isotopes of stalagmite DXHL3 MC: Monte Carlo confidence level.

3 讨论

3.1 δ18O 和δ13C 记录的气候指示意义

将末次冰盛期时石笋DXHL3 的δ18O 和δ13C 记录与极地冰芯[17]、亚洲季风区内其他石笋相对比，可以发现在年龄误差范围内，大部分时段石笋DXHL3 与豪猪洞石笋HZZ11[18]、 葫芦洞石笋MSD[19]的总体变化趋势基本相似。但由于受到定年精度、时间分辨率的限制，也存在一些差异，特别是与葫芦洞石笋MSD 在21 ka 后变化不一致（图3f）。这可能是由于石笋MSD 在23.2～18.8 ka 内只有一个定年点，且其分辨率不高造成的。此前已有不少学者对山东半岛不同时期的石笋进行研究，如王庆等[20]报道了开元洞石笋KY1 过去千年的记录，并探讨了14 世纪以来人类活动对当地植被的影响；Tan 等[21]利用黄巢洞石笋HC2 重建了过去2 200 a 的气候和植被变化，并评估了历史时期山东中部地区的毁林开荒活动；Xue 等[22]通过上小峰洞石笋SD1 讨论了倒数第二次冰消期区域气候和环境变化的特征及其与全球变化的联系；李倩等[23-24]利用地下画廊石笋LY 的δ18O 和微量元素记录，重建了临沂地区末次冰消期的古气候变化历史，分析了石笋各微量元素的影响因素。以上对山东半岛石笋的研究均认为δ18O 主要记录夏季风强度的变化，可用于研究气候环境的变化。Liu 等[25]利用模拟结果，提出末次冰盛期以来中国δ18O 和中国北方地区降水量显著负相关。且传统上认为东亚夏季风增强时期, 南风向北异常推进, 水 汽输送增加, 导致中国北方（特别是华北 ）降水偏多, 有着明确的动力学意义。故本文也采用该解释，即δ18O 值指示夏季风强度，δ18O 值越偏负表明夏季风越强且降水增加，δ18O 值越偏正表明夏季风越弱且降水减少。

石笋碳的来源包括大气中的CO2、洞穴上覆土壤空气中的CO2以及碳酸盐围岩。其中土壤空气CO2是决定石笋δ13C 变化的关键因素。因其主要受控于植物根系的呼吸作用和微生物活动对土壤有机质的分解，故可用石笋δ13C 指示洞穴所在区域的地表生态环境变化，特别是植被的演变。可以结合植被状态、降水量以及生态变化趋势，综合分析当时的气候环境。石笋δ13C 一般与植物C3/C4值呈负相关，与植被生物生产力也呈负相关。当δ13C 值越轻，表示地表植被中C3植物相对增加（即C3/C4比值增大），植被生物生产力越强，整体处于相对温暖湿润的气候环境。而当δ13C 值越重，则植被发育较差，C3/C4比值较小，对应相对寒冷干燥的气候环境。

由于δ18O 和δ13C 在千年-百年尺度上的变化趋势极为相似，表明两者可能受到相同机制的影响，即植被和土壤的变化主要受气候的控制。δ18O 主要反映夏季风强度和降水强度的变化，δ13C 可反映受东亚夏季风强度变化影响的植被状态的改变，夏季风气候控制了地表植被的发育。

3.2 山东半岛末次冰盛期气候环境变化

根据石笋DXHL3 的δ18O 和δ13C 记录，可将末次冰盛期山东半岛的气候变化分为4 个阶段。在第一阶段23.2～22 ka，东亚夏季风持续减弱，降水量也逐渐减少，地表植被生物生产力明显降低，C3/C4值下降，植被-土壤系统发生变化，地表气候较为冷干。在第二阶段22～21 ka，夏季风显著增强，降水增加，地表植被类型丰富多样且密度较大，C3/C4值上升，根系的呼吸作用、微生物活动及有机质分解作用都大幅增强，整体处于一个相对温暖湿润的环境。而在第三阶段21～19 ka，夏季风由强变弱，降水减少，C3/C4值下降，地表植被发育程度降低，植被密度减少，土壤微生物活动减弱，气候较为寒冷干燥。在第四阶段19～18.8 ka，夏季风大幅增强，降水也随之增多，植被总体较为发育，C3/C4值升高且植被密度增大，气候由此前相对冷干变得较为暖湿。

将石笋DXHL3 在末次冰盛期的δ18O 记录与格陵兰冰芯NGRIP[17]对比（图3a、b），发现两者在23.2～20.5 ka 变化存在一定的相似性，此后的变化略有差异。而DXHL3 与南极冰芯EDML[17]的δ18O记录在末次冰盛期存在明显差异（图3b、g）。对比石笋DXHL3 与婆罗洲石笋SSC01[26]的δ18O 记录（图3b、d），可以清楚看到在末次冰盛期两者的变化趋势极为相似。例如在23～22 ka 期间，δ18O 值均波动变重；在22～19 ka 期间，两者的δ18O 值都是先负偏变轻，而后再正偏变重。婆罗洲石笋记录了热带西太平洋暖池的水文状况和气候环境变化。石笋DXHL3 与SSC01 的δ18O 记录相似性，反映了山东半岛夏季风强度的变化可能与西太平洋暖池海水温度变化存在紧密联系，当暖池海水温度升高时，山东半岛的夏季风增强且降水量增多，而当暖池海水温度下降时，山东半岛的夏季风强度减弱且降水减少。

目前，众多地质记录和现代观测均已表明东亚夏季风的变化会受到西太平洋暖池海水温度变化的影响。Huang 等[27-29]根据现代气象资料和气候模拟，认为热带西太平洋暖池海水温度的升高将加大上层对流从而增强中国中北部的夏季降水。Li 等[23-24]通过对同处于山东半岛地下画廊溶洞的另一支石笋LY 的研究，也证实在末次消冰期西太平洋暖池海温状况在千年尺度的东亚季风变化中起重要的调节作用，暖池水温升高将增强东南季风，使副热带高压北移，增加了热带向中、高纬度地区的水汽和热量输送。Li 等[30]在分析陕西祥龙洞石笋XL15时也认为西太平洋暖池升温会增强菲律宾附近的上空对流活动，使西太副高和雨带北移，导致石笋δ18O 偏负。Wu 等[31]基于对南京葫芦洞石笋H82 的研究，提出末次冰盛期东亚季风增强的过程可能是对热带太平洋海温变化的正反馈响应。Caley 等[32]认为中国季风区石笋δ18O 记录在轨道尺度上的变化与夏季风强度有关，且海洋系统内部机制尤其是赤道太平洋地区表层海水温度变化起重要作用。同样，一些全新世季风记录也证实了西太暖池海温会通过影响副热带高压进一步影响夏季风降水[33-37]。本文图3 所示的山东半岛石笋DXHL3 与婆罗洲石笋SSC01[26]间相似的δ18O 记录，表明在末次冰盛期西太平洋暖池表层海水温度变化会对山东半岛夏季风气候和降水产生重要影响。

黑潮是热带西太平洋海区的重要暖流，源于太平洋北赤道流，携带大量高温高盐的水体经台湾东部沿冲绳海槽北上，其主流轴是西太平洋水汽和热量交换最活跃的地区之一。在末次冰盛期，全球海平面大幅度下降，整个黄海和大部分东海都出露成陆地[38-39]，只有冲绳海槽仍被海水覆盖。虽然对黑潮主流轴位置存在争议，但已有大量证据证实黑潮在末次冰盛期并未迁移出冲绳海槽[40-42]。且近年已有不少学者研究了黑潮在沟通热带太平洋海区与中、高纬度地区物质和能量传输时所发挥的重要作用。如何炽鹏等[43]通过对末次冰盛期以来冲绳海槽古海洋环境的研究，认为黑潮作为西太平洋的边界流制约中国黄海与东海环流的形成和演化，并影响东亚季风区的气候变化。Xu 等[44]认为末次冰消期来自热带太平洋的暖水信号可由黑潮快速向北传递到中纬度地区。Li 等[45]提出近5 ka 来西太平洋暖池次表层水温冷却信号是通过黑潮进入黄海南部的，热带太平洋水温变化是驱动黄海暖流逐渐变冷的主要因素。

因此，我们推断在末次冰盛期山东半岛的降水量和夏季风强度变化受到了西太平洋暖池海水温度变化的显著影响，暖池表层海水温度变化通过影响大气环流和黑潮，将西太平洋低纬地区大量的水汽和热量向中、高纬度输送，从而影响山东半岛气候环境变化。

4 结论

利用采自山东半岛地下画廊溶洞石笋DXHL3的δ18O 和δ13C 记录，在高精度定年的基础上，高分辨率重建了山东半岛23.2～18.8 ka 间夏季风变化历史。结果显示末次冰盛期石笋DXHL3 记录的山东半岛夏季风气候存在显著的千年尺度变化，REDFIT 分析表明氧、碳同位素值均存在显著的2.2 ka 周期。山东半岛在末次冰盛期总体处于冷干状态，具体又可细分为4 个阶段，即冷干（23.2～22 ka）-相对暖湿（22～21 ka）-冷干（21～19 ka）-相对暖湿（19～18.8 ka）。其中在23.2～22 ka 期间，东亚夏季风减弱，降水量减少，植被密度减少，地表气候较为冷干；在22～21 ka 期间，夏季风显著增强，降水增加，地表植被茂盛，整体处于相对温暖湿润的环境；在21～19 ka 期间，夏季风由强变弱，降水减少，C3/C4值下降，地表植被发育程度降低，气候较为寒冷干燥；在19～18.8 ka 期间，夏季风增强，降水增多，气候变得较为暖湿。其变化过程与亚洲季风区内其他石笋记录大体一致，且与西太平洋暖池婆罗洲的石笋记录相似。末次冰盛期山东半岛夏季风气候和降水变化可能受到了西太平洋暖池地区气候环境变化的影响，西太平洋暖池表层海水温度的变化，以大气环流和黑潮作为纽带，将气候环境变化的信号从热带低纬地区向中高纬度地区传输。