石笋δ18O 揭示的亚洲夏季风变化及机制综述

杨会会，周祐民，仲义，刘青松

1. 哈尔滨工业大学环境学院，哈尔滨 150006

2. 南方科技大学海洋科学与工程系，深圳 518055

3. 南方海洋科学与工程广东省实验室（广州），广州 511458

季风系统是大气环流中季节变化最为显著的环流系统，也是全球气候系统的重要组成部分。季风异常往往会引起干旱、洪涝和其他极端天气事件，对人类的生产生活产生重要影响。同时，季风区也是全球大气运动能量和水汽的主要供应地，许多重要的天气气候现象也与季风活动密切相关[1]。因此，季风一直以来是大气科学和气候学研究中的重要课题。基于各种指标重建的亚洲古季风记录，加深了人们对其演化及机制的理解。其中，石笋（Stalagmite）具有全球范围内分布广泛、单个石笋时间跨度长且连续性好、其U-Th 含量可进行精确测年等优势，是重要的陆相气候记录载体[2]。20 世纪中期以来，随着全球季风区石笋δ18O 数据的累积[3-8]，学界对石笋δ18O 古气候意义的理解也逐渐加深。

目前，对石笋δ18O 的古气候意义研究取得了重要进展，但是在不同时间尺度上，东亚夏季风和印度夏季风（也称为南亚夏季风）区石笋δ18O 的相互关系和主要控制因素仍存在争议。首先，在天文轨道时间尺度上，国内外学者普遍强调中低纬度地区石笋δ18O 变化的一致性，将其作为季风强度指标响应于岁差周期的变化。石笋δ18O 低值表示强季风期，而石笋δ18O 高值对应弱季风期[9-10]。考虑到我国西南季风区石笋δ18O 受ISM 主控，EASM 和ISM 在轨道尺度上共同响应于岁差周期的变化。其次，在格陵兰冰芯末次冰期记录中存在多个千年尺度上冷暖振荡的气候事件，即Dansgaard-Oeschger旋回（D-O 旋回）[11-12]，在D-O 旋回中又存在多期次的极冷时期， 即Heinrich 事件（ 又称Heinrich Stadials 或者Heinrich 冰阶）[13-14]。EASM 和ISM 区石笋δ18O 几乎同时一致响应于Heinrich 事件[15-20]，但两者响应Heinrich 事件的方式、幅度和途径因EASM 和ISM 性质的差异而不同[21-23]。在百年及以下尺度，EASM 的石笋δ18O 记录较多，主要揭示了大气环流的变化[24-28]。区分EASM 和ISM 之间在不同时间尺度上的异同，对于深入理解两者的性质，预测未来气候变化，以及制定相应的政策等都有重要意义。本文将从轨道、千年、百年及以下尺度对EASM和ISM 石笋δ18O 记录的相互关系及两者的受控因素进行论述。

1 亚洲季风系统概述

1.1 亚洲夏季风的组成

亚洲季风区背靠欧亚大陆，面向太平洋和印度洋。当太阳直射北半球时，一方面，受海陆热力性质差异的影响，陆地上形成热低压中心，而大洋上则形成冷高压中心，导致风从海洋携带大量水汽输入到陆地，引发了亚洲夏季风；另一方面，全球气压带北移，南半球低纬东南信风向北越过赤道，受地转偏向力的影响向东逆转，形成西南风，构成亚洲夏季风的一部分，将大量的水分和热量从澳大利亚北部穿过印度洋向北输送到印度、中国东南部，远至中国东北部和日本[5]。当太阳直射南半球时，欧亚大陆广阔的陆地上形成强势的冷高压中心，将寒冷干燥的亚洲冬季风从西伯利亚向南吹拂，穿越中国东部、印度和印度洋，向南越过赤道后，偏转成为东北风，形成澳大利亚夏季风的一部分[29]（图1）。

图1 亚洲夏季风系统示意图[5]Fig.1 Schematic diagram of the Asian summer monsoon system[5]

亚洲夏季风包括两个重要的组成部分，分别是EASM 和ISM。虽然可以在地理上划分这两个次季风系统，但很难机械地区分它们。现代观测表明ISM 环流和相关的水汽向东北方向可深入到亚洲东部，即EASM 降水的一个重要组成部分源于印度季风区[5,30-32]。EASM 降水的另一个组成部分则是西北太平洋地区[30]。EASM 和ISM 两个子系统之间既相互独立又互相影响，但与印度夏季风不同的是，东亚夏季风为热带和亚热带季风的混合性质，受到低、中、高纬各气候要素变化的共同影响。但由于位置偏北，南半球对东亚夏季风的影响较小，纬向海陆热对比就变得更重要[33]。

1.2 东亚夏季风的降雨影响范围

为了更直观地呈现东亚夏季风的季节性演化，利用美国国家环境预测中心/大气研究中心提供的1980 年以来的每月再分析数据集[34]，得到1981—2020 年1、4、7 月和10 月平均的垂直综合水汽输送图（图2）。结合相关研究表明EASM 的季节演变为：5 月上旬至中旬，从南亚边缘地区（阿拉伯海、孟加拉湾和南海）到亚热带西北太平洋开始出现季雨；6 月上旬至中旬，季雨突然延伸至长江流域、日本西部和南部、菲律宾海西南部，最终迁移至华北、朝鲜和日本部分地区以及局部西太平洋[30]。东亚夏季风的季节性推进表现出明显的向北和向东北的阶梯式推进，有两次向北的突变和3 个静止期。从东亚夏季风水汽输送路径上看，东亚夏季风区水汽主要来自印度洋，经由南海随西南季风带来；同时一部分水汽来自太平洋，随西太平洋副热带高压南侧气流带来；还有部分水汽随西风带气流带来。以长江-淮河流域为例，前三者的占比分别为48%、29%和18%[35]。水汽来源的变化受太阳辐射、东西太平洋温度梯度、西太平洋副高位置和强度变化、欧亚大陆与太平洋海陆热力对比等要素形成的大尺度季风环流场决定，而且东亚夏季风区水汽在不同高度的水汽输送情况不同[36-37]。

图2 1981—2020 年1、4、7 月和10 月平均的垂直综合水汽输送图紫色、绿色和蓝色的点分别表示三宝洞、葫芦洞和董哥洞的位置。Fig.2 Average vertical synthesis of atmospheric moisture flux in January, April, July, and October from 1981 to 2020The purple, green, and blue dots indicate the locations of Sanbao Cave, Hulu Cave, and Dongge Cave, respectively.

1.3 印度夏季风的降雨影响范围

从阿拉伯半岛到印度，再到中国西南地区以及青藏高原南侧的部分地区的广大范围，都受到印度夏季风的影响[5]。经向（南北向）温度和压力梯度的季节性逆转和相关的环流模式变化是印度季风最突出的特征[38-39]。在北半球夏季，热带辐合带（Intertropical Convergence Zone，ITCZ）北移导致赤道以南的东南信风越过赤道，受地转偏向力的影响变为西南风；这一转变伴随着印度洋上冷高压中心和南亚次大陆上热低压中心之间巨大的压力差，从印度洋携带了大量的水汽进入南亚次大陆，为印度带来占全年降水约70%的降雨量[39]。这支西南季风登陆后有两个分支，阿拉伯海分支和孟加拉湾分支，阿拉伯海分支向东吹过印度半岛和喜马拉雅山，对印度半岛的影响更大；孟加拉湾的分支最初沿着东海岸，遇到喜马拉雅山脉的屏障，然后转向为西北风，继续在印度-恒河平原形成降雨。在北半球冬季，热带辐合带南移和青藏高原上形成的冷高压中心，共同导致了印度次大陆上的风向逆转，即干燥的冬季风由印度次大陆吹向印度洋[39]。

2 石笋δ18O 记录的古气候意义

Dansgaard 总结了影响降雨中氧同位素分馏的各要素[40]。O’Neil 利用实验研究提出了氧同位素在各种情况下的平衡分馏经验公式[41]。随后，Hendy提出了判定石笋沉积时是否处于同位素平衡的条件：① 石笋不同层位的δ18O 和δ13C 之间无线性关系；② 同一水平层位上不同位置的δ18O 值相等[42]。这些早期研究为后续石笋氧同位素的应用性研究提供了坚实的理论和实践基础。

早期研究认为石笋δ18O 揭示了温度的变化。在同位素平衡分馏的前提下，通过测量地下水或石笋包裹体中水的δ18OWater和固体石笋δ18OCalcite可计算石笋沉积时的洞穴温度T（T=16.9-4.2(δ18OCalciteδ18OWater)+0.13(δ18OCalcite-δ18OWater)2），进而推测该区域的地面温度[43-45]。基于上述思想，我国学者在20 世纪80—90 年代将多个地区的石笋δ18O 变化与古温度相联系[46]。

20 世纪末，研究人员逐渐发现石笋δ18O 主要反映了该地区降雨的δ18O 组成，因而可指示季风强弱的变化[47]。Wang 等系统研究了南京葫芦洞石笋δ18O 变化的主控要素，排除了温度效应对季风区降雨及石笋δ18O 的影响，并进一步指出冬夏季降雨比率的变化影响更大[48]。Yuan 等提出“上游耗竭机制” （ Upstream depletion mechanism） ， 认为石笋δ18O 值的变化受控于水汽源与洞穴地点之间从水汽团中失去的水汽比例[49]。当水汽源区到降雨点的搬运距离较远时，下游地区降雨δ18O 和石笋δ18O 记录偏负。基于这一理论，Hu 等提出通过上游石笋δ18O 减去下游石笋δ18O，可以获得两个位置中间区域降雨量的变化[50]。Cheng 和Lu 也强调了上游地区的水汽状况对下游降雨δ18O 的影响[51]。

谭明进一步提出“环流效应”（Circulation effect），认为10—100 年短尺度石笋δ18O 的变化受北半球大气环流变化的影响。印度洋和太平洋作为我国季风区降雨的两大来源，使得EASM 和ISM 的强度对我国降雨δ18O 组成产生了重要影响[24-25]。同时，Maher 也强调东亚夏季风区降雨的水汽来源变化导致了我国季风区地质记录中δ18O 的变化，即来自印度洋的δ18O 组成较轻的水汽和来自太平洋的δ18O 组成较重的水汽在我国季风区组成降雨的混合比例不同[52-53]，这一观点与谭明基本一致。此外，也有学者将低纬度和热带地区的石笋δ18O 变化解释为季风降水量的变化[54-55]。这些地区的对流强度与石笋δ18O 呈负相关关系，因而可以根据石笋δ18O判断区域降雨量。这一假设主要适用于空气对流强度主导降雨量的热带低纬度地区。

总之，不同季节的降雨δ18O 信息在下渗至溶洞的过程中混合，并记录在石笋中[5,48,56]。在印度和东南亚等热带季风区，由于距离水汽源较近，故而与降雨量密切相关；而在亚热带季风区（我国大部分地区的主要季风类型），由于距离水汽源区较远，降雨的δ18O 组成更易受到“上游耗竭机制”的影响[35]。

2.1 轨道尺度

海洋沉积物年代的不确定性和记录的低分辨率，导致了ISM 在轨道尺度上的受控要素存在较大争议。Clemens 和Prell 认为ISM 滞后北半球夏季日照（Northern Hemispheric Summer Insolation, NHSI）约 8 kaBP（ kaBP= thousand years ago before AD 1950），可能是ISM 受到包括南半球的日照辐射引起的跨赤道潜热输送和全球冰量的共同作用导致的[57]。An 等认为当南半球温度较低时，跨赤道大气压力梯度会增加，促进了ISM 的增强[58]，与Clemens等认为的较高的南半球温度促进跨赤道潜热输送，使得ISM 增强的观点相反[32]。Burns 等通过对阿拉伯半岛阿曼北部Hoti 洞石笋的生长速率和同位素记录研究发现，在间冰期的高峰时期，当地季风区降雨量增加，降雨范围的界限向北推移，提出轨道尺度上冰期-间冰期变化主导了ISM 的变化[59]。

近年来，上述观点逐渐受到质疑，尤其是印度北部Bittoo 洞记录了240 kaBP 以来的石笋δ18O 记录，揭示了ISM 的变化无滞后地响应于23 ka 岁差周期主导的北半球NHSI 的变化[18]（图3b），这与东亚夏季风区的石笋δ18O 记录一致[9-10,49]（图3a），也与之前诸多气候模拟的结果一致[60-62]。东亚夏季风区的石笋δ18O 记录更加丰富，覆盖时段为640 kaBP至今。EASM 区和ISM 区石笋δ18O 记录均表现为在NHSI 高值时期负偏，NHSI 低值时期正偏[9,10,18,49]（图3）。

图3 东亚和南亚石笋δ18O 与北半球夏季日照量a：石笋δ18O 数据合成自三宝洞、葫芦洞和董哥洞[10], b：Bittoo 洞石笋δ18O 数据[18]。 橙色线为7 月21 日北半球65°N 的日照量变化[10,18]。Fig.3 Stalagmite δ18O records in eastern and southern Asia, and the Northern Hemisphere summer insolationa: Composited stalagmite δ18O data synthesized from Sanbao Cave, Hulu Cave, and Dongge Cave[10]; b: stalagmite δ18O data of Bittoo Cave[18]. The orange lines show the variation in insolation at 65°N in the Northern Hemisphere on July 21.

EASM 和ISM 区石笋δ18O 信号在轨道尺度上响应岁差驱动NHSI 的机制涉及多种解释。Wang等指出轨道尺度上NHSI 的变化通过海陆温度差异驱动着EASM 的变化[9]。这与Ruddiman 的观点类似，强调海陆之间环流强度的变化，认为在岁差驱动的NHSI 高值期，海陆温差增强，导致陆地在夏季获得更多来自海洋的水汽[63]（图4a 右图）。Merlis等则认为在岁差驱动的NHSI 高值期，低纬海洋区夏季热量增加，辐合和上升气流增强，更加湿润的风导致陆地降雨量增加[61]（图4b 右图）。但是，Battisti 等认为Merlis 的模拟没有充分考虑陆地分布状况，他强调季风降雨的位置和范围由近地表等效势温最大值的位置决定[62]。具体来说，在低日照量期（比如现今），近地表等效势温的位置由海洋区逐渐转移到陆地区，即降雨区从海洋转移至陆地；而在高日照期，日照驱动的变化速率更快，初夏陆地近地表温度的上升速度远快于海洋，导致夏季风开始前的近地表等效势温最大值从海洋转移到了陆地，且整个夏季风期间都位于陆地上，延长了陆地夏季雨季的时长[61]。

图4 岁差驱动北半球热带降雨变化的两种机制示意图[61]a：棕色区域表示陆地，蓝色区域表示海洋；黑色线代表平均径向环流，较粗的线表示较高的输送强度；b：蓝色阴影表示大气湿度，较深的阴影表示较大的湿度。蓝色雨滴代表降水，雨滴越多表示降水越多。Fig.4 Mechanisms of precession driving tropical rainfall change in the Northern Hemisphere[61]a: Brown areas indicate land and blue areas indicate sea; the black lines represent the mean meridional circulation; the thicker lines indicate higher transport intensity; b: blue shadows indicate atmospheric humidity, and darker shadows indicate greater humidity; Blue raindrops represent precipitation, and more raindrops mean more precipitation.

在印度和东南亚等热带季风区，由于降雨和石笋的δ18O 值与降雨量密切相关。岁差驱动的NHSI变化通过影响北半球热带降雨量变化，从而影响了降雨δ18O 值，进而影响到石笋δ18O 值的变化。具体而言，NHSI 高值期热带对流增强导致降雨量增多，而且强对流与降雨δ18O 值呈负相关，即对流越强，水汽从海洋蒸发到陆地凝结成的降雨δ18O 值越负[55]。因此，具有热带季风属性的ISM 控制的区域内，石笋δ18O 记录均表现为在NHSI 高值时期负偏，NHSI低值时期正偏。

在较为复杂的亚热带季风区（如东亚夏季风区），石笋δ18O 记录如何对岁差驱动的降水和其他气候变量做出反应？季风区在NHSI 高值期降雨量增多的机制都有其合理性[61-63]。在这些假设的基础上，在NHSI 高值期，东亚夏季风区的夏季时长增长，夏季降雨量增多。东亚夏季风区洞穴监测研究结果表明，一年中不同季节的降雨在下渗至溶洞的过程中混合，同时雨水的δ18O 值信息也发生混合，并记录在石笋中[56]。NHSI 高值期，夏季δ18O 值较轻的降雨量占全年降雨组成的比例更大时，当年的降雨混合后记录在石笋中的δ18O 值越轻[9-10,48]。

此外，Chiang 等提出东亚季风区石笋δ18O 组成的变化与西风急流从高原南部向北部的转变时间节点有关。具体而言，这个转变时间节点决定了东亚夏季风区从春雨季到梅雨季的转变时间。在极端情况下，如当NHSI 的值较低时，或者Heinrich 事件期间，西风急流并不移动至高原的北部，使东亚基本上长期处于春季状态，这阻止了δ18O 偏负的低空季风流进入东亚地区，导致中国东部降雨的δ18O 偏正，进而导致石笋δ18O 记录偏正[64]。

综上，在天文轨道时间尺度上，石笋δ18O 记录揭示的EASM 和ISM 响应于北半球NHSI 的变化[9,10,18]。具体机制包括：在NHSI 高值期，日照驱动的海陆对比强度增强[9,60,63]，海洋上水汽源区的空气湿度与低空辐合强度增加[61]和陆地季风区夏季（雨季）的延长[62]。这些机制共同导致了在NHSI 高值期热带对流增强、降雨量增多，进而降雨和石笋的δ18O 值负偏；亚热带夏季降雨量增加、夏季降雨占全年降雨的比例增加，进而降雨和石笋的δ18O 值负偏。反之，在NHSI 低值期，降雨和石笋的δ18O 值则发生正偏。

2.2 千年尺度

在Heinrich 事件期间，EASM 和ISM 区石笋δ18O 记录与格陵兰冰盖的冰芯δ18O 记录具有良好的相关性。格陵兰冰芯δ18O 记录的突然负偏，指示气候突然变冷。我们搜集了EASM 和ISM 区石笋δ18O 在末次冰期的记录，这些记录在Heinrich 事件期间一致表现为突然正偏（图5、图6）。该正偏被广泛解释为东亚和印度夏季风强度的减弱[15-20]。

图5 末次冰期亚洲季风区洞穴石笋δ18O 记录所在位置图Xl：兴隆洞[17]，Dr：Dragon 洞/龙洞[16]，Zz：珍珠洞[65]，Sj：宋家洞[66]，Hl：葫芦洞[48]，Sb：三宝洞[9]，Yx：永兴洞[15]，Bi：Bittoo 洞[18]，Yz：扬子洞[67]，Fr：芙蓉洞[68]，Yk：羊口洞[69-70]，Sx：三星洞[71]，Wl：Wulu/五路洞[72]，Qx：七星洞[23, 73]，Maw：Mawmluh 洞[74]，Dg：董哥洞[49]，Xs：响水洞[75]，Xy：仙云洞[19-20]，Xbl：小白龙洞[76]，Fy：风雨洞[77]。Fig.5 Locations of stalagmite δ18O records during the last glacial period from different caves in the Asian monsoon regionXl: Xinglong Cave[17], Dr: Dragon Cave[16], Zz: Zhenzhu Cave[65], Sj: Songjia Cave[66], Hl: Hulu Cave[48], Sb: Sanbao Cave[9], Yx:Yongxing Cave[15], Bi: Bittoo Cave[18], Yz: Yangzi Cave[67], Fr: Furong Cave[68], Yk: Yangkou Cave[69-70], Sx: Sanxing Cave[71], Wl: Wulu Cave[72], Qx: Qixing Cave[23, 73], Maw: MawmluhCave[74], Dg: Dongge Cave[49], Xs: Xiangshui Cave[75], Xy: Xianyun Cave[19-20], Xbl: Xiaobailong Cave[76], Fy: Fengyu Cave[77].

图6 亚洲季风区石笋δ18O 记录的末次冰期千年尺度事件波动a: NGRIP 表示北格陵兰冰芯的δ18O 记录[78]，b-h:各个洞穴数据的引用文献与图5 中相同。 浅黄色条带指示了Heinrich 事件1-7 和Younger Dryas 事件的持续时间[48,79]。Fig.6 Millennial-scale events during the last glacial period recorded by stalagmite δ18O in the Asian monsoon regiona: NGRIP represents the δ18O record of the North Greenland ice core[78], b-h:citations of the references are the same as in Fig. 5. The light yellow bands indicate the duration of Heinrich stadials 1-7 and Younger Dryas stadials[48,79].

目前，EASM 和ISM 区石笋δ18O 记录响应北大西洋气候突变的过程和机制已有较为明确的解释。末次冰期欧亚大陆冰盖崩塌导致大量浮冰和冰盖融水进入北大西洋，直接导致了全球温盐环流系统（Thermohaline Circulation）的减弱或关闭，并通过全球水汽和海洋环流系统，影响全球的气候变化[14,78-80]。具体而言，当温盐环流的减弱甚至关闭，阻断了大西洋低纬热量向高纬的输送，导致北大西洋地区大幅度降温[81-82]，增加了北半球极地与赤道之间的温差。为了保持纬向热量均衡，热带辐合带发生南移[82-83]。这直接导致了热带印度洋和北印度洋海域洋表蒸发减弱[84]，同时，北大西洋地区发生的冷异常导致北半球大部分地区（包括印度洋北部、阿拉伯海、孟加拉湾等）海表温度降低[74,85-86]，导致了北印度洋表面蒸发分馏作用减弱、ISM 强度及其相关的环流明显减弱、印度季风区降雨减少且降雨δ18O 值正偏，进而导致ISM 区石笋δ18O 记录的正偏[84,87-90]。

与热带季风属性的ISM 不同，EASM 处于亚热带，受低、中、高纬气候要素变化的共同影响。在Heinrich 事件期间，EASM 区降雨及石笋δ18O 一方面受到上述印度洋源区水汽正偏及印度洋源区与洞穴之间降雨减少的影响而发生正偏[22,49,85]；另一方面，EASM 的水汽源地，即远源热带水汽（印度洋、南海）与近源亚热带水汽（西北太平洋）之间的比例还受到西风带位置的调节而变化。

一般而言，西风急流的位置在很大程度上受高纬度海冰范围和海温经向梯度的控制[91]，在北方变冷的情况下向南移动，类似于现代冬季的南移[92]。西风带的南北移动在冰期-间冰期旋回[93-95]、千年尺度突冷事件期间[80,96]，乃至季节转变的尺度上[97-100]，都影响着EASM 区降雨带的位置和强度，并通过调节近源和远源的水汽比例，从而影响EASM 区降雨δ18O 值。

Porter 和An 提出ASM 在Heinrich 事件期间的减弱通过西风带而与北大西洋的突然变冷相联系[96]。Chiang 等提出西风急流的位置影响中国东部水汽来源的季节性和降雨及石笋δ18O 变化。当西风急流的纬度位置更偏南时，中国季风区6—10 月的水汽来源轨迹（水汽来源轨迹：6—7 月来自孟加拉湾；8 月来自中国南海；9—10 月来自西北太平洋）快速移动，压缩了8 月降雨的中国南海地区水汽来源，增加了9—10 月份中国东部西北太平洋海域水汽来源，导致中国季风区降雨δ18O 偏正[101]。印度洋和西风带在Heinrich 事件期间的变化，共同导致了EASM 区降雨减少，降雨δ18O 及石笋δ18O 正偏。Liang 等基于不同区域石笋δ18O 的对比，肯定了西风急流在Heinrich 1 期间通过调节水汽来源，从而调节东亚夏季风区不同洞穴石笋δ18O 的变幅[22]。

此外，Cheng 等认为，在Younger Dryas 事件（类似于Heinrich 事件，发生在12.9 ～11.6 kaBP）恢复初期，整个热带太平洋存在西部降雨（对流）或温度增加，而东部降雨减少的“类似拉尼娜”（La Niña-like）状态[80]。Zhang 等则提出在拉尼娜年间，西太平洋副热带高压向东北退缩导致中国东南部梅雨期季节性降水相对减少。这些原因也可能与Heinrich 事件期间中国东南部石笋δ18O 记录正偏有关[102]。

2.3 百年及以下尺度

百年及以下尺度石笋δ18O 研究在EASM 区较多，主要揭示了与水汽δ18O 组成有关的大尺度大气环流的信息。谭明发现中国季风区短尺度（10—100 年尺度）石笋δ18O 记录在大区域范围内具有一致信号，且无法匹配洞穴附近器测的降雨或温度信号，却与海平面气压差指数或海陆温差指数关系最好，从而揭示了中国季风区石笋δ18O 记录在短尺度变化的环流意义。当印度洋海水和中东太平洋海水温度偏低时，西太平洋副热带高压偏北东缩而变弱，中国季风区内来自印度洋的水汽份额增大，由于这些水汽的输送路程很远，导致中国季风区的雨水氧同位素及石笋氧同位素较轻。而当印度洋海水和中东太平洋海水温度偏高时，西太平洋副热带高压偏南西伸而强，中国季风区内来自印度洋的远源水汽份额减少，而来自西太平洋的水汽份额增大，由于后者输送路程较近，导致中国季风区的雨水氧同位素及石笋氧同位素较重[24]。Tan 进一步量化了厄尔尼诺-南方涛动（EI Niño-Southern Oscillation，ENSO）变化对中国季风区降雨δ18O 在年际尺度上的影响。在厄尔尼诺年（EI Niño），0～30°N 之间的信风减弱，中国季风区从西南源印度洋接受的水汽减少，使总体上中国季风区年降雨δ18O 值偏正。在拉尼娜年（La Niña），信风增强，从印度洋输送到我国季风区的水汽充足[25]，与实测数据揭示的EASM与ISM 降雨呈负相关关系相符合[103]，导致中国季风区总体上年降雨δ18O 值偏负。

最近，Zhang 等发现在年代际尺度上，长江中游的石笋δ18O 记录与历史记载的干湿状况呈反相关，认为短尺度石笋δ18O 记录反映的是不同水汽来源的相对贡献而非降水量[28]。同样，来自中国东南地区江西省峨眉洞1810—2009 年的石笋δ18O 记录，通过与器测资料对比发现，石笋δ18O 的变化主要受降水季节性的控制，即季风降雨/非季风降雨的比例[26]。这与谭明的研究结果一致。

此外，结合大气降水、洞穴滴水和现代洞穴氧同位素研究，Sun 等对中国中部南北分界区鸡冠洞进行了长达7 年的洞穴监测研究，其成果表明，洞穴滴水的δ18O 值经过下渗通道混合后不具有季节性，但是在年际尺度上明显地响应于ENSO 的变率，表现为在厄尔尼诺事件期间δ18O 值偏正，反之偏负。其模拟结果表明在厄尔尼诺年，季风降水的50%以上由太平洋来源提供；在拉尼娜年，季风降水则是印度洋来源占主导[104]。

综上所述，模拟、地质记录和洞穴监测的研究结果表明，东亚夏季风区石笋δ18O 主要受控于大尺度环流的变化，即石笋δ18O 值记录了陆地降水中不同水汽来源δ18O 组成的差异。

百年及以下尺度的ISM 区石笋δ18O 记录较为匮乏，主要观点表明控制印度夏季风区降雨和季风强度变化的主要因素是太阳辐射的变化[105-106]。Neff等通过阿曼北部全新世石笋的δ18O 记录发现其与来自树木年轮的Δ14C 记录具有很好的相关性，而树木年轮的Δ14C 记录很大程度上反映了太阳活动的变化。由此，控制热带地区百年-十年尺度上降雨和季风强度变化的主要因素是太阳辐射的变化[105]。Wang 等通过季风记录与大气14C 记录的互相关分析表明，在十年到百年尺度上的季风变化，部分由太阳活动的变化所引起[106]。最近，Wang 等利用ISM 季风区数十年分辨率的石笋δ18O 记录揭示，在太平洋短尺度涛动（Pacific Decadal Oscillation, PDO）的冷期（暖期），来自印度洋的降水减少（增加）。这表明ISM 季风区降雨δ18O 及石笋δ18O 值受到太平洋大尺度海气环流的影响[107]。

3 结论与展望

综上所述，EASM 和ISM 区石笋δ18O 记录在轨道尺度上都受控于岁差驱动的北半球夏季日照量的变化。其机制涉及海陆热力差异强度的变化、辐合和上升气流强度的变化与夏季时长的变化。这些机制共同导致了在北半球夏季日照高值期，EASM和ISM 夏季降雨量增加，降雨和石笋的δ18O 值负偏。在千年尺度上，EASM 和ISM 区的石笋δ18O 记录则一致地响应于北大西洋气候突变，具体响应的机制主要有热带辐合带南移导致的印度洋水汽分馏减弱（主要影响ISM 区和EASM 区），以及西风带调节的水汽来源和降雨季节性变化（主要影响EASM区）。在百年及以下尺度，EASM 和ISM 区石笋δ18O 记录都受到与厄尔尼诺-南方涛动有关的大尺度大气环流的影响。

本文讨论了石笋δ18O 记录在不同时间尺度上的古气候意义，但将其用来单独指示古降水时，往往与其他地质记录（如黄土、湖泊记录）存在不一致性[108-110]，这可能是因为降雨δ18O 值，揭示的是全球季风的季节性变化[2]，石笋δ18O 记录的是从水汽源到洞穴的全程水汽变化的累计结果，理论上并不指示降水主要发生在水汽路径的哪一段[10]。中国季风区面积广大，南北方地区降雨的季节性和降雨模式差异较大[36]，与石笋δ18O 记录相比，黄土、湖泊和树轮等记录揭示的是区域内降雨量的变化。

类似地，中国中部石笋的磁学记录与石笋δ18O记录也不一致[111]。除了大颗粒的碎屑是由溪流和暗河输入岩溶洞穴外，石笋中按照层状分布的细粒磁性矿物，主要是由降雨形成的基岩裂隙水搬运至石笋中沉积[112]。因此，石笋中磁性矿物的含量和粒径是对区域降雨的间接指示剂，可能比石笋δ18O 包含了更局部的水文气候信息，如Xie 等揭示的石笋中磁性矿物粒径与泥炭沉积物中的生物指标有较好的一致性[113]。同时，与黄土、湖泊和树轮这些传统的指标相比，石笋的环境磁学指标既拥有石笋的优势，如记录分布广泛、单个石笋时间跨度长且连续性好、其U-Th 含量可进行精确测年等，又具有磁学方面的优势，如测试精度高、实验测量快、测试价格低等。综合而言，石笋的环境磁学是一个可供深入探索的方向。

由此，更多区域性降水指标（如黄土、湖泊、树轮和环境磁学）和更精确石笋δ18O 记录的建立，将有助于进一步理解石笋δ18O 信号的意义和动力学机制，及其与区域性气候指标的关系，从而揭示古气候（尤其古降水）的演变。其中，更精确的石笋δ18O 记录的建立，一方面有赖于更为先进的石笋UTh 测年技术的进步和开发新的指标和技术（如△47测温技术）[2]。这将是未来石笋研究的重要方向之一。另一方面，更精确的石笋δ18O 记录意味着来自多区域多记录的相互验证和统筹分析。东亚夏季风区石笋δ18O 记录的研究较为丰富和成熟，但是亚洲夏季风覆盖范围广阔，涉及南半球的马斯克林高压-澳洲北部、印度洋-孟加拉湾-南海、中国东部、日本和韩国等地区[2]。作为亚洲夏季风重要组成区域的澳大利亚、南亚孟加拉湾地区、东亚日本和韩国等地区，其石笋δ18O 研究尚有较大的发展空间。

此外，将石笋δ18O 研究空间扩展到全球范围，跨越时间较长且精度较高的石笋δ18O 记录，基本上分布在南北纬0～30°的中低纬度地区，尤其是北半球地区。这与中低纬度地区降水丰富有利于石灰岩溶洞和石笋的发育有关。那么，高纬地区是否有可揭示气候信息的石笋分布，是否可以展开相关研究？程海等提出直接将北大西洋中—高纬度地区的石笋记录与中—低纬度地区的石笋记录进行高分辨率指标分析和精准定年，可以直接用来检验高纬驱动还是低纬驱动的前沿问题[2]。另外，南半球（包括南太平洋、非洲南部地区）记录也较少，获取这些地区的石笋记录对于深入认识和理解南半球气候变化及其对全球气候变化的影响具有重要意义。