川東北獅子洞石筍54~46 ka高分辨率δ13C變化與影響因素

黃嘉儀, 陳 琳, 陳 瓊, 劉淑華, 楊 亮, 米小建, 鄧肖敏, 彭小桃, 李漢杰, 周厚云

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川東北獅子洞石筍54~46 ka高分辨率13C變化與影響因素

黃嘉儀, 陳 琳, 陳 瓊, 劉淑華, 楊 亮, 米小建, 鄧肖敏, 彭小桃, 李漢杰, 周厚云*

(華南師范大學 地理科學學院, 廣東 廣州 510631)

對采自川東北獅子洞的編號SI3石筍(發(fā)育時間在54~46 ka)進行了高分辨率碳同位素(13C)測試。石筍SI3的13C與18O變化趨勢基本一致, 表明夏季風氣候控制的地表植被和其他因素如水-巖相互作用、滴水時間間隔和洞穴通風作用等是影響SI3的13C變化的主要因素。在寒冷事件H5發(fā)生時SI3的13C與18O的變化存在顯著差異。推測13C更早變輕與先期碳酸鹽沉積作用減弱有關, 可能指示洞穴通風作用和洞外冬季風在H5發(fā)生早期就開始減弱, 即冬、夏季風在這一時期可能發(fā)生了脫耦現(xiàn)象。

碳同位素; 植被; 通風作用; 川東北

0 引 言

洞穴次生碳酸鹽沉積(石筍、石鐘乳、流石等)廣泛分布于巖溶環(huán)境中, 是近些年來古氣候環(huán)境研究中最為重要的地質(zhì)檔案之一[1–2]。洞穴次生碳酸鹽沉積中的多種地球化學指標如氧、碳穩(wěn)定同位素組成(18O、13C)、Sr和U的同位素組成以及多種微量元素(Mg、Sr、Ba等)可提供諸多如氣溫、大氣降水、植被、化學風化、大氣降塵及地下水水文等多項古氣候環(huán)境指標和過程的信息。不過在以往, 在應用石筍研究過去氣候環(huán)境變化的研究中, 使用最多的是18O這一指標。相對于18O而言, 其他指標如13C和各種微量元素及其同位素組成的應用要少很多。但是, 越來越多的研究顯示, 石筍中的13C和各種微量元素雖然受到較多因素的影響, 但它們?nèi)匀皇沁^去氣候環(huán)境變化的良好指標, 因而日益引起更多的研究者的關注[3–8]。例如, 很多研究中發(fā)現(xiàn)石筍13C變化可能與地表植被, 包括植被種類(如C3植物和C4植物的相對比例)和植物密度(或稱為生物量)的變化有關[5]。不過, 越來越多的研究證實影響石筍13C變化的因素較多[9], 導致石筍13C的變化可能與氣候變化出現(xiàn)一些不同的組合關系。例如, 孔興功等[10]在華東南京葫蘆洞發(fā)現(xiàn)石筍13C在千年尺度上的變化是在相對溫暖濕潤時期較重, 而Zhu.[7]在西南地區(qū)和劉淑華等[9]在華中地區(qū)均發(fā)現(xiàn)石筍13C在千年尺度上的變化是在氣候相對寒冷干旱的時期較重。因此, 對更多石筍13C記錄進行研究有助于我們了解石筍13C變化的不同影響機制。

本文報道了一支同樣采自華中地區(qū)的石筍的高分辨率13C記錄, 并探討了可能影響該石筍δ13C值變化的不同因素, 為今后更好地解釋石筍δ13C值的古氣候環(huán)境意義提供重要參考作用。

1 研究區(qū)域與樣品概況

本文報道了采自我國四川省東北部通江縣北部諾水河溶洞群獅子洞(32°24′N, 107°10′E)的一支石筍的13C記錄。諾水河位于秦嶺山地中段南坡, 地處四川、陜西兩省交界處。區(qū)域氣候為典型的東亞季風氣候, 夏季暖濕, 冬季干冷。年均溫約15 ℃, 年降水量1000~1200 mm。區(qū)域植被以喬木為主。獅子洞發(fā)育于上二疊統(tǒng)碳酸鹽巖地層中, 巖性為深灰色中-厚層燧石灰?guī)r、灰?guī)r及白云質(zhì)灰?guī)r[11]。洞口海拔680 m, 洞道發(fā)育規(guī)模變化較大, 一般寬5~15 m, 最寬達30 m, 最窄僅2 m。編號SI3的石筍采集地點為獅子洞洞口附近, 距離洞口約15 m。

SI3的頂部缺失, 可能被早期的探洞者破壞掉了, 殘留部分長236 cm。該石筍整體由較為純凈的方解石組成, 但可以見到一些顏色變化, 整體上有從下往上顏色加深的趨勢[12]。該石筍的年代模型最早發(fā)表于2007年[12]。后來Zhou.[13]對該年代模型進行了修訂。根據(jù)修訂過的年代模型, SI3的生長時間為54~46 ka, 且生長速率變化不大。

2 研究方法

用于13C分析的樣品, 在清洗干凈的SI3切面上使用直徑0.5 mm的微鉆沿生長軸心采集, 采樣間距1 mm。共采集樣品236個, 根據(jù)測年結(jié)果, 每個樣品代表的時間間隔約為34 a。13C測試在中國科學院南京地質(zhì)與古生物研究所古生物與地層學國家重點實驗室進行, 實驗儀器為Themo-Fisher MAT253質(zhì)譜儀, 并配備Kier型碳酸鹽自動進樣裝置。結(jié)果均相對于VPDB標準, 分析精度優(yōu)于0.06‰[13]。

3 結(jié) 果

石筍SI3的13C變化如圖1a所示。其變化范圍為–10.5‰~ –4.1‰, 變化幅度達6.4‰, 平均值為–7.67‰,最大值出現(xiàn)在約49.1 ka, 最小值出現(xiàn)在約49.4 ka。SI3的13C值在短時間尺度上存在較大幅度的波動。從長時間尺度看,13C值在53~51 ka、50.8~49.5 ka、48.9~47.9 ka等時間段有明顯的變負趨勢, 并在50.9 ka、49.4 ka、47.8 ka出現(xiàn)極小值。

SI3的13C變化趨勢與該石筍的18O記錄(圖1c)[13]大致一致, 尤其是許多百年尺度上的事件在這兩個記錄上都有很好的對應(圖2a)。但這兩個記錄也存在顯著的差異, 在寒冷事件H5的發(fā)生階段,18O呈變重趨勢, 但13C則開始顯著變輕, 而在H5的結(jié)束階段,18O呈變輕趨勢,13C則逐漸變重, 兩者無明顯相關關系(圖2b)。

4 討 論

如引言中所述, 影響石筍13C變化的因素較多。

首先, 因為石筍的C主要來自地表植被和碳酸鹽圍巖, 而且這兩種C來源的13C存在顯著差異(地表植被的13C比碳酸鹽圍巖的13C輕很多), 這兩種C來源的相對貢獻及地表植被13C的變化(一般認為碳酸鹽圍巖的13C不變)將對石筍13C的變化產(chǎn)生重要影響, 因此, 地表植被的類型(C3和C4植被比例)和生物量(植被密度)[15–16]、土壤微生物活動[17]、土壤水的停留時間[18]、水-巖相互作用[19]都是影響石筍13C變化的重要因素。例如, 不同的植被類型(如C3、C4植被)呼吸作用和微生物分解產(chǎn)生的CO2的13C存在顯著差異[20], 生物量的多少也會直接影響到土壤空氣的CO2含量和(CO2) (二氧化碳分壓)的高低, 進而影響到巖溶地下水中來自植被的C的相對比例(相對于圍巖)。這些都會對巖溶地下水和石筍的13C產(chǎn)生重要影響。一般氣候相對溫暖濕潤的時期C3植物的比例更高, 植被密度更大, 洞穴蓋層中的水-巖相互作用較弱, 這些都將導致石筍13C值更低。

圖1 石筍SI3的δ13C(a)及與該石筍的Mg/Ca(未發(fā)表數(shù)據(jù)) (b)、δ18O(c) [13]和葫蘆洞兩支石筍的δ18O (d–e)記錄[14]的對比

灰色垂直條帶表示寒冷事件H5。

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

其次, 巖溶地下水進入溶洞之后在沉積石筍前會發(fā)生CO2的去氣作用和碳酸鹽沉積(即先期碳酸鹽沉積, PCP), 而這兩個過程都會造成C同位素的分餾, 其綜合效應是導致隨后沉積的碳酸鹽的13C值上升。因此, 影響CO2的去氣作用和PCP的因素, 包括洞穴空氣的CO2濃度、地下水的流速和滴水時間間隔[21]、洞穴通風效應[22]等也會對石筍13C變化造成顯著影響。例如, Frisia.[23]對意大利東北部Grotta di Ernesto洞的研究發(fā)現(xiàn), 冬季洞穴內(nèi)外空氣的強烈交換使洞穴空氣的(CO2)低至500×10–6, 滴水在到達石筍表面之前就已經(jīng)發(fā)生了顯著的CO2去氣作用和13C富集(滴水在到達石筍表面后因CO2的去氣作用和PCP作用, 其13C值從–11.5‰上升到–8‰)。洞穴內(nèi)的通風效應還與距離洞口的遠近有關。Tremaine.[24]發(fā)現(xiàn)在所有季節(jié)距離洞口越近通風效應越強, 造成的13C變重越明顯。在整個洞穴系統(tǒng)中, 通風路徑上沉積的方解石的13C值比在路徑邊上或路徑之外的觀測點的13C值高出1.9‰± 0.96‰。通常在溫暖濕潤的氣候下, 有效降水增加, 地下水流速加快, 滴水時間間隔減小, CO2的去氣作用和PCP作用減少, 所有這些都使洞穴沉積的13C值降低。也就是說, 這些因素對石筍13C的影響與植被的影響是同一方向的。CO2的去氣作用和PCP作用還受到洞穴通風的影響, 通風越強則CO2的去氣作用和PCP作用越強。洞穴通風與洞外溫度變化密切聯(lián)系(因為洞穴內(nèi)氣溫一般保持在地表年平均氣溫), 因而洞穴通風表現(xiàn)出顯著的季節(jié)性, 一般冬季顯著強于夏季。除了Frisia.[23]的發(fā)現(xiàn), Tremaine.[24]對美國佛羅里達州Hollow Ridge洞的觀測顯示該洞冬季洞口處的空氣流動速率為1.4 m/s, 而夏季僅為0.4 m/s, 通風效應冬季顯著強于夏季。

圖2 SI3生長時間段(除H5外)的δ13C和δ18O相關關系(a)和H5時間段兩者的相關關系(b)。

除了以上兩方面的因素, 還有以下因素也會影響洞穴沉積13C變化: (1) 大氣CO2的含量及其13C[25]; (2) 土壤水在土壤層中的停留時間。如果土壤水在土壤層中停留時間太短, 就沒有足夠的時間與土壤空氣CO2達到溶解平衡, 這樣土壤水中來自植被的CO2相對減少, 而大氣來源CO2的貢獻比例增加, 這將造成碳酸鹽沉積的13C值上升, 這種現(xiàn)象在降雨強度較大時較易發(fā)生。

石筍的13C值可以同時受到以上機制中的一種或幾種的組合影響。氣候環(huán)境也可以通過其中的某一種或幾種機制來影響石筍的13C值。不過, 石筍SI3的13C與18O記錄的變化趨勢總體上基本相似, 在百年尺度的氣候事件上高度一致(圖1a和圖1c), 而SI3的18O記錄與葫蘆洞兩根石筍18O記錄變化大致相同(圖1c—圖1e), 表明SI3的18O記錄與葫蘆洞的石筍記錄一樣主要受夏季風氣候的控制, 較低的18O值對應較強的夏季風, 反之亦然。夏季風氣候主導的地表植被變化(包括植被類型和植被密度的變化)可能是影響13C變化的主要因素。當然, 如在前面的討論中所述, 很多其他因素對石筍13C值的影響與地表植被對石筍13C值的影響是同一方向的, 因而也不能夠排除這些因素的影響。例如, 相對溫暖濕潤的氣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, 也會使得洞穴蓋層中地下水的流速加快, 地下水的停留時間縮短, 從而導致水-巖相互作用減弱, 這將有利于石筍13C值降低。同樣, 地下水在洞穴內(nèi)(包括在鐘乳石上和在石筍表面)的流速也會加快, 即滴水時間間隔縮短; 植被發(fā)育更好也使得洞穴內(nèi)的CO2含量和(CO2)值上升。這些都不利于CO2的去氣作用和PCP作用, 這將有利于石筍13C值降低。最后, 相對溫暖的氣候一般也會減弱洞穴的通風作用。這仍然不利于CO2的去氣作用和PCP作用。所有這些導致的CO2的去氣作用和PCP作用的減弱都將有利于石筍13C值的降低。

因此, 石筍SI3的13C變化的主要影響因素可能是夏季風氣候變化控制的地表植被變化及其他相關過程, 如地下水在洞穴蓋層中的停留時間和水-巖相互作用、地下水的流速和滴水時間間隔、洞穴通風效應和空氣CO2的含量等。夏季風氣候增強時, 地表植被增加和植物中C3植物的比例更高, 洞穴蓋層中水-巖相互作用減少, 滴水時間間隔縮短, 洞穴空氣CO2的含量升高, 以及洞穴的通風作用減弱等, 這些因素都有利于石筍的13C降低。而當夏季風氣候減弱時則情況相反。

如圖1所示, SI3的13C與18O記錄之間存在明顯差異, 即在H5事件發(fā)生時13C記錄比18O記錄變輕的時間明顯偏早, 且在H5事件期間, SI3的18O與葫蘆洞兩支石筍的18O變化趨勢一致(圖1c—圖1e)。這一差異顯然不能用與夏季風氣候緊密相關的地表植被及其他相關過程(如水-巖相互作用、地下水流速和滴水時間間隔等)的變化來解釋。根據(jù)以下證據(jù), 我們推測這一差異可能暗示洞穴通風作用在SI3的13C變化中有著重要作用。

(1) SI3的13C和Mg/Ca (未發(fā)表數(shù)據(jù))變化具有高度一致性(圖1a和圖1b、圖3)。Hellstrom.[1]認為石筍的Mg和13C值在長時間尺度上的正相關關系是由PCP作用增強導致的, 而洞穴通風作用是影響PCP的重要因素。

(2) SI3的Mg/Ca比值顯著高于同一地區(qū)其他石筍, SI3的Mg/Ca比值變化范圍為14.5×10–3~ 47.2×10–3, 而該地區(qū)梭子洞的石筍SZ2的Mg/Ca比值為9.5×10–3~14.7×10–3 [26], 宋家洞石筍SJ3的Mg含量在3200×10–6~9200×10–6之間(相當于Mg/Ca比值8×10–3~23×10–3)[27], 附近重慶新崖洞石筍XY6的Mg/Ca比值為8×10–3~13×10–3 [28]。

(3) SI3生長于獅子洞洞口, 這樣的位置容易受到較強的通風作用影響。尤其是冬季, 在強盛的冬季風控制下, 洞外溫度急劇下降, 洞穴內(nèi)外空氣密度差增大, 會導致洞穴通風明顯增強。

圖3 SI3的δ13C和Mg/Ca相關關系

(4) 該洞穴空氣CO2含量長期(包括在夏季)較低(未發(fā)表數(shù)據(jù))。在長時間(如百年、千年)尺度上, 可以推測在冬季風相對增強(夏季風相對減弱)的時期, 洞外平均溫度更低, 洞穴內(nèi)外溫差更大, 洞穴通風更強, 沉積的碳酸鹽的13C更重; 在冬季風相對減弱(夏季風相對增強)的時期則相反。這也和13C與18O之間呈現(xiàn)的正相關關系一致, 反映了冬季風和夏季風整體上呈現(xiàn)此消彼長的反相關關系。這與黃土高原風成沉積記錄的一致[29–30]。

(5)13C值的更早變輕與該石筍的87Sr/86Sr指標在該事件中的變化(開始變小)在時間上基本一致[31]。根據(jù)Zhou.[27]和周厚云等[32]的研究, 該地區(qū)石筍87Sr/86Sr比值的降低顯示大氣粉塵活動和冬季風減弱。這些證據(jù)似乎都表明13C值的更早變輕與CO2的去氣作用和PCP及通風作用的變化有關, 而通風作用減弱與冬季風減弱有關。推測在H5事件中, 當夏季風還較弱時, 主要發(fā)生在冬季的洞穴通風作用因冬季風的減弱也顯著減弱, 導致CO2的去氣作用和PCP作用減弱, 并最終導致石筍13C值變輕。這表明, 在H5寒冷事件發(fā)生時, 我國中部地區(qū)(或者至少在所研究的地點)的夏季風和冬季風氣候之間可能出現(xiàn)了脫耦現(xiàn)象, 沒有呈現(xiàn)出此消彼長的關系。不過, 為何在H5事件發(fā)生過程中出現(xiàn)這種夏季風和冬季風之間的脫耦現(xiàn)象, 原因目前還不清楚, 還有待今后進一步深入研究。

5 結(jié) 論

本文高分辨率重建了石筍SI3在54~46 ka時期的13C變化。整體趨勢上13C與18O的變化基本相似, 在較短的百年尺度事件上兩個記錄高度相似。夏季風氣候控制的地表植被變化, 包括植被類型和植被密度, 以及同樣與夏季風氣候有關的其他因素如地下水停留時間和水-巖相互作用, 洞穴空氣CO2的含量, 滴水時間間隔、洞穴通風作用及與它們有關的CO2去氣作用及PCP作用等, 都可能對SI3的13C變化產(chǎn)生了影響。在寒冷事件H5發(fā)生時13C與18O的變化存在顯著的不同步現(xiàn)象。13C值更早變輕可能與PCP作用減弱有關, 推測在H5發(fā)生時洞穴通風較早出現(xiàn)了減弱, 可能指示洞外冬季風的減弱, 但在H5事件發(fā)生時夏季風和冬季風均出現(xiàn)減弱的原因還有待今后進一步深入研究。

在石筍SI3的13C測試過程中得到了中國科學院南京地質(zhì)古生物研究所陳小明老師的幫助, 在此表示衷心感謝！

[1] Hellstrom J C, McCulloch M T. Multi-proxy constraints on the climatic significance of trace element records from a New Zealand speleothem[J]. Earth Planet Sci Lett, 2000, 179(2): 287–297.

[2] 張會領, 姜光輝, 林玉石, 殷建軍, 覃嘉銘, 張美良, 張強, 韋麗麗, 朱曉燕. 洞穴石筍形成過程中的溶蝕作用研究[J]. 地質(zhì)論評, 2012, 58(6): 1091–1100.Zhang Hui-ling, Jiang Guang-hui, Lin Yu-shi, Yin Jian-jun, Qin Jia-ming, Zhang Mei-liang, Zhang Qiang, Wei Li-li, Zhu Xiao-yan. Research on dissolution in the process of stalagmite forming[J]. Geol Rev, 2012, 58(6): 1091–1100 (in Chinese with English abstract).

[3] Brook G A, Burney D A, Cowart B J. Desert paleoenvironmental data from cave speleothems with examples from the Chihuahuan, Somali-Chalbi and Kalharideserts[J]. Palaeogeogr Palaeoclimatol Palaeoecol, 1990, 76(3/4): 311–329.

[4] Dorale J A, González L A, Reagan M K, Pickett D A, Murrell M T, Baker R G. A high-resolution record of Holocene climate change in speleothem calcite from Cold Water Cave, Northeast lowa[J]. Science, 1992, 258(5088): 1626–1630.

[5] Bar-Matthews M, Ayalon A, Kaufman A. Late Quaternary paleoclimate in the Eastern Mediterranean region from stable isotope analysis of speleothems at Soreq Cave, Israel[J]. Quatern Res, 1997, 47(2): 155–168.

[6] Hou J Z, Tan M, Cheng H, Liu T S. Stable isotope records of plant cover change and monsoon variation in the past 2200 years: Evidence from laminated stalagmites in Beijing, Chi na[J]. Boreas, 2003, 32(2): 304–313.

[7] Zhu X Y, Zhang M L, Lin Y S, Qin J M, Yang Y. Carbon isotopic records from stalagmites and the signification of paleo-ecological environment in the area of Guangxi-Guizhou, China[J]. Environ Geol, 2006, 51(2): 267–273.

[8] Cruz F W, Burns S J , Jercinovic M, Karmann I, Sharp W D, Vuille M. Evidence of rainfall variations in Southern Brazil from trace element ratios(Mg/Ca and Sr/Ca) in a Late Pleistocene stalagmite[J]. Geochim Cosmochim Acta, 2007, 71(9): 2250–2263.

[9] 劉淑華, 楊亮, 黃嘉儀, 陳琳, 陳瓊, 米小建, 賀海波, 周厚云. 川東北宋家洞高分辨率石筍13C記錄與D/O事件5-10[J]. 地球化學, 2015, 44(5): 413–420.Liu Shu-hua, Yang Liang, Huang Jia-yi, Chen Lin, Chen Qiong, Mi Xiao-jian, He Hai-bo, Zhou Hou-yun. A high-resolution speleothem13C record from Songjia Cave in NE Sichuan, Central China and D/O event 5 to 10[J]. Geochimica, 2015, 44(5): 413–420 ( in Chinese with English abstract).

[10] 孔興功, 汪永進, 吳江瀅, Cheng Hai, Edwards L R, Wang Xianfeng. 南京葫蘆洞石筍13C對冰期氣候的復雜響應與診斷[J]. 中國科學(D輯), 2005, 35(11): 1047–1052. Kong Xinggong, Wang Yongjin, Wu Jiangying, Cheng Hai, Edwards L R, Wang Xianfeng. The respond to the glacial period climate of a spelethem13C record from Hulu Cave in Nanjing[J]. Sci China (D), 2005, 35(11): 1047–1052 (in Chinese).

[11] 張偉, 郝紅兵. 巖溶地貌旅游勝地——諾水河[J]. 四川地質(zhì)學報, 2002, 22(4): 248–251.Zhang Wei, Hao Hong-bing. Nuoshui River — A famous karst landscape tourist spot [J]. Acta Geol Sichuan, 2002, 22(4): 248–251(in Chinese with English abstract).

[12] 遲寶泉, 周厚云, 趙建新, 韋剛健, 關華政, 俸月星, 朱照宇, 周國慶, 閆峻. 54~46 ka川東北石筍的氧同位素記錄及其氣候環(huán)境意義探討[J].地球化學, 2007, 36(43): 337–343.Chi Bao-quan, Zhou Hou-yun, Zhao Jian-xin, Wei Gang-jian, Guan Hua-zheng, Feng Yue-xing, Zhu Zhao-yu, Zhou Guo-qing, Yan Jun.18O variation during 54~46 ka recorded by a stalagmite from Northeast Sichuan, Central China and its relationship with summer monsoon evolution[J]. Geochimica, 2007, 36(43): 337–343 (in Chinese with English abstract).

[13] Zhou H Y, Zhao J X, Qing W, Feng Y X, Tang J. Speleothem-derived Asian summer monsoon variations in Central China, 54~46 ka[J]. J Quatern Sci, 2011, 26(8): 781–790.

[14] Wang Y J, Cheng H, Edwards R L, An Z S, Wu J Y, Shen C C, Dorale J A. A high-resolution absolute-dated late Pleistocene monsoon record from Hulu Cave, China[J]. Science, 2001, 294(5550): 2345–2348.

[15] Andersen K K, Svensson A, Johnsen S J, Rasmussen S O, Bigler M, R?thlisberger R, Ruth U, Siggaard-Andersen M-L, Steffensen J P, Dahl-Jensen D, Vinther B M, Clausen H B. The Greenland ice core chronology 2005, 15–42 ka. Part 1: Constructing the time scale[J]. Quatern Sci Rev, 2006, 25(23/24): 3246–3257.

[16] Svensson A, Andersen K K, Bigler M, Clausen H B, Dahl-Jensen D, Davies S M, Johnsen S J, Muscheler R, Rasmussen S O, R?thlisberger R, Steffensen J P, Vinther B M. The Greenland ice core chronology 2005, 15–42 ka. Part 2: Comparison to other records[J]. Quatern Sci Rev, 2006, 25(23/24): 3258–3267.

[17] Clement A C, Peterson L C. Mechanisms of abrupt climate change of the last glacial period[J]. Rev Geophys, 2008, 46(4): RG4002, DOI: 10.1029/2006RG000204.

[18] Fleitmann D, Cheng H, Badertscher S, Edwards R L, Mudelsee M, G?ktürk O M, Fankhauser A, Pickering R, Raible C C, Matter A, Kramers J, Tüysüz O. Timing and climatic impact of Greenland interstadials recorded in stalagmites from northern Turkey[J]. Geophys Res Lett, 2009, 36(19): L19707, doi: 10.1029/2009GL040050.

[19] Zhao K, Wang Y J, Edwards R L, Cheng H, Liu D B. High-resolution stalagmite18O records of Asian monsoon changes in central and southern China spanning the MIS 3/2 transition[J]. Earth Planet Sci Lett, 2010, 298(1): 191–198.

[20] 李紅春, 顧德隆, 陳文寄, 袁道先, 李鐵英.高分辨率洞穴石筍中穩(wěn)定同位素應用——北京元大都建立后對森林資源的破壞—13C記錄[J].地質(zhì)論評, 1998, 44(5): 456–463.Li Hong-chun, Gu De-long, Chen Wen-ji, Yuan Dao-xian, Li Tie-ying. Application of high-resolution carbon isotope record of a stalagmite from the Shihua Cave, Beijing —13C record of deforestation after the establishment of the Grand Capital (Yuan Dadu) in 1272 A D[J]. Geol Rev, 1998, 44(5): 456–463 (in Chinese with English abstract).

[21] Duan F C, Liu D B, Cheng H, Wang X F, Wang Y J, Kong X G, Chen S T. A high-resolution monsoon record of millennial-scale oscillations during Late MIS 3 from Wulu Cave, south-west China[J]. J Quatern Sci, 2014, 29(1): 83–90.

[22] Genty D. Paleoclimate research in villars cave (Dordogre, SW-France)[J].Int J Speleol, 2008, 37(3): 173–191.

[23] Frisia S, Fairchild I J, Fohlmeister J, Miorandi R, Sp?tl C, Borsato A. Carbon mass-balance modelling and carbon isotope exchange processes in dynamic caves[J]. Geochim Cosmochim Acta, 2011, 75(2): 380–400.

[24] Tremaine D M, Froelich P N, Wang Y. Speleothem calcite farmed in situ: Modern calibration of18O and13C paleoclimate proxies in a continuously-monitored natural cave system[J]. Geochim Cosmochim Acta, 2011, 75(17): 4929–4950.

[25] Baskaran M, Krishnamurthy R V. Speleothems as proxy for the carbon isotope composition of atmospheric CO2[J]. Geophys Res Lett, 1993, 20(24): 2905–2908.

[26] 周厚云, 王悅, 黃柳苑, 麥上泉. 氧同位素階段5c~d時期川東北石筍Mg, Sr和Ba記錄及其意義[J]. 科學通報, 2011, 56(33): 2791–2796.Zhou Houyun, Wang Yue, Huang Liuyuan, Mai Shangquan. Speleothem Mg, Sr and Ba records during the MIS 5c~d, and implications for paleoclimate change in NE Sichuan, Central China[J]. Chinese Sci Bull, 2011, 56(33): 2791–2796 (in Chinese).

[27] Zhou H Y, Feng Y X, Zhao J X, Shen C C, You X F, Lin Y. Deglacial variations of Sr and87Sr/86Sr ratio recorded by a stalagmite from Central China and their association with past climate and environment[J]. Chem Geol, 2009, 268(3/4): 233–247.

[28] 王建力, 何瀟, 李清, 李延勇, 王勇. 重慶新崖洞4.5 ka以來氣候變化的石筍微量元素記錄及環(huán)境意義[J]. 地理科學, 2010, 30(6): 910–915.Wang Jian-li, He Xiao, Li Qing, Li Yan-yong. Climate change since 4.5 ka B.P. recorded by trace elements in a stalagmite from Xinya Cave in Chongqing[J]. Sci Geogr Sinica, 2010, 30(6): 910–915 (in Chinese with English abstract).

[29] 鹿化煜, 安芷生, 劉洪濱, 楊文峰, 張福青. 洛川黃土記錄的最近2500 ka東亞冬夏季風變化周期[J]. 地質(zhì)論評, 1998, 44(5): 553–558. Lu Hua-yu, An Zhi-sheng, Liu Hong-bin, Yang Wen-feng, Zhang Fu-qing. Periodicity of East Asian winter and summer monsoon variation during the past 2500 ka recorded by loess deposits at Luochuan on the Central Chinese Loess Plateau[J]. Geol Rev, 1998, 44(5): 553–558 (in Chinese with English abstract).

[30] 賈佳, 夏敦勝, 魏海濤, 劉秀銘, 旺海斌, 金明. 耀縣黃土記錄的全新世東亞冬夏季風非同步演化[J]. 第四紀研究, 2009, 29(5): 966–975.Jia Jia, Xia Dun-sheng, Wei Hai-tao, Liu Xiu-ming, Wang Hai-bin, Jin Ming. Asynchronous evolution of East Asia summer and winter monsoons of the Holocene recorded by Yao County loess[J]. Quatern Sci, 2009, 29(5): 966–975 (in Chinese with English abstract).

[31] Zhou H Y, Zhao J X, Wen X H, Feng Y X, Tong X N, Tan L C, Tang J, Huang Y. A 54~46 ka speleothem strontium isotope record reconstructed in Central China and correlations with summer and winter monsoons[J]. J Quatern Sci, 2015 (修改中).

[32] 周厚云, 童曉寧, 溫小浩, 黃穎, 湯靜. 川東北石筍43~10 ka87Sr/86Sr變化記錄大氣粉塵活動歷史[J]. 第四紀研究, 2012, 32(2): 369–370. Zhou Hou-yun, Tong Xiao-ning, Wen Xiao-hao, Huang Yin, Tang Jing. Speleothem87Sr/86Sr ratios record atmospheric dust activity during 43~10 ka: Evidence from a stalagmite from NE Sichuan in Central China[J]. Quatern Sci, 2012, 32(2): 369–370 (in Chinese with English abstract).

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

國家自然科學基金(41271212, 41473093, 40973009); 教育部博士點基金(20120101110050)

黃嘉儀(1991–), 女, 碩士研究生, 自然地理學專業(yè), 主要從事全球變化研究。E-mail: 820468662@qq.com

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