重庆地区末次冰期H6事件起始时间探讨

黄帆

摘 要：本文利用重庆地区羊子洞Y02石笋的U/Th年龄数据和δ13C值建立了末次冰期60～65 ka BP时段的石笋碳同位素变化序列。Y02石笋的δ13C记录显示末次冰期的H6事件起始时间约为63 ka BP左右，不同于前人研究的60 ka BP。通过翻阅相关研究发现：末次冰期H6事件的起始时间尚存争议，早期的研究者将H6事件起始时间定于65～66 ka BP，随后的研究者又将其定于60 ka BP。通过将羊子洞Y02石笋δ13C值进行功率谱分析发现：Y02石笋δ13C记录主要存在228a，102a，77a和60a周期，表明末次冰期重庆地区的气候变化主要受控于太阳活动的影响。

关键词：石笋 H6事件 重庆

中图分类号：D53 文献标识码：A 文章编号：1672-3791（2014）03（a）-0140-02

Heinrich[1]在研究北大西洋深海沉积物时发现，在深海沉积物中保存着若干陆源浮冰碎屑层，这些浮冰碎屑层的发现表明末次冰期发生过多次向大洋中倾泻路远碎屑浮冰的事件，Bond[2]研究发现这些事件发生常时伴有海面温度和盐度的降低。近年来，随着石笋U/Th定年技术的发展，使得对末次冰期H6事件的起始时间的深入研究有了可能。本文利用重庆地区羊子洞Y02石笋δ13C记录为研究材料，试图探讨H6事件的起始时间以及末次冰期60～65 ka BP时段气候变化驱动机制。

1 研究区域、材料与方法

羊子洞位于重庆1丰都龙河峡谷中的雪玉洞群（46°30′N～47°20′N，107°47′E～107°48′E），属于岩溶河谷地区，灰岩峡谷切割深度500～700 m。雪玉洞群所在区属中亚热带湿润季风气候，年均降水量在1000 mm以上，多年平均气温为16℃～18℃，四季分明。羊子洞发育在三叠系下统石灰岩中。羊子洞为雪玉洞群中的高层洞穴，高出龙河河床约100 m，为低矮扁平通道与大型厅堂结合的洞穴，长约500 m，洞内有地下河发育，河道中多泥沙冲积物[3]。

石笋Y02采自羊子洞，长780 mm，外形为圆柱形。本文只研究该石笋的60～65 kaBP时段，为获得石笋Y02碳稳定同位素分析样品，沿着石笋生长轴方向把石笋切开，使用0.5 mm牙钻沿石笋生长轴方向且平行于生长纹层的采样面上钻取样品粉末，每厘米钻取20个样品，为避免样品交叉污染，采用间隔取样分析。石笋δ13C分析在西南大学地球化学与同位素实验室完成，采用Delta-V-Plus型质谱与碳酸盐自动进样装置（Kiel IV）联机测试，每9个样品加测一个标准样品，PDB标准，分析误差≤± 0.06‰。测试仪器为MC-ICP-MS Nepture，按Shen等方法[4]，年龄误差≤1%（2σ）。

2 结果与讨论

2.1 年代模式的建立

羊子洞石笋Y02的5个样品覆盖年龄时段为60～65 kaBP。可以看出，所有年龄数据都按石笋沉积先后秩序排列，说明数据可信。年龄误差最大为753 a，最小为261 a，大部分误差在600 a以内。

根据测试数据对年龄-深度作图获得石笋生长速率变化曲线（图2）。图2距离顶部0.0 cm开始，相邻两个年龄控制点之间石笋的生长速率分别为0.014 mm/a，0.013 mm/a，0.049 mm/a，0.009 m/a。由此可知，在60～65 ka BP时段石笋生长速率发生了变化，63～64 ka BP石笋生长显著增加。

2.2 石笋碳同位素的指代意义

石笋碳氧同位素研究同时起步于20世纪80年代，然而在古气候研究中石笋δ18O比δ13C得到更加广泛的应用。由于石笋碳同位素的影响因子复杂[5]，δ13C的指示意义也存在较多分歧，单独利用石笋δ13C进行古气候重建的研究实例却相对较少，主要是辅助δ18O证明古气候和古环境。

洞穴石笋碳同位素的影响因素较为复杂，大气降水、气温，洞穴上覆C3/C4植被类型变化以及生物量、植被密度和植被土壤CO2产率变化都会对石笋碳同位素产生影响。综上所述，石笋δ13C值偏正时，指示当时的气候冷干；石笋δ13C值偏负时，指示当时气候暖湿。

2.3 60～65 ka BP时段石笋碳同位素记录

Y02石笋测试了182个δ13C数据，平均分辨率为27a。δ13C值在-11.35‰～-6.13‰之间波动，振幅达5.21‰，平均值为-9.62‰，如图3所示。Y02石笋δ13C曲线在60～65 ka BP时段整体趋势较为平稳，表明当时重庆地区的气候整体较为稳定。

H6事件发生的时间起初定在65～66 ka BP[1，2]，随后更精细的研究又将该事件的时间定在了60 ka BP左右[6]，而董哥洞D4石笋记录[7]在60 ka BP左右并没有δ18O的极大值与之对应。在天鹅洞SW12石笋氧同位素记录显示60～63 ka BP存在δ18O的极大值与H6事件对应，将H6事件定在60 ka BP尚需更多的地质记录进行佐证，我们推断末次冰期H6事件发生时间应为63 ka BP左右。

2.4 60～65 ka BP时段气候变化机制

气候变化的驱动机制是古气候研究的另一个重点，为了了解末次冰期60～65 ka BP时段重庆地区气候变化的驱动因子，我们对羊子洞Y02石笋进行功率谱分析（图4）。由此可知，末次冰期60～65 ka BP时段气候变化主要受到太阳活动的控制，太阳活动是末次冰期气候变化的主要驱动因子。

3 结论

重庆羊子洞Y02石笋的δ13C值记录了末次冰期60～65 ka BP时段重庆地区的气候变化。目前，对末次冰期的H6事件起始时间尚存争议。为了研究H6事件的起始时间，我们将董哥洞D4石笋与Y02石笋进行对比分析，发现H6事件的起始时间不能盲目定在60 ka BP，董哥洞D4石笋记录与Y02石笋记录显示H6事件的起始时间在63 ka BP左右，因此要定H6事件的起始时间为60 ka BP尚需更多的地质资料来进行佐证。通过对羊子洞Y02石笋δ13C值进行功率谱分析，发现石笋δ13C值存在228 a，102 a，77 a和60 a周期，表明末次冰期60～65 ka BP时段气候变化受控于太阳活动的影响。endprint

参考文献

[1] Heinrich H.Origin and consequences of cyclic ice rafting in the Northeast Atlantic Ocean during the past 130000 years.Quat Res，1988，29：142-152

[2] Bond G，Heinrich H，Broecker W，et al.Evidence for massive discharge of icebergs into North Atlantic ocean during the last glacial period.Nature，1992，360：245-249

[3] 朱学稳，张远海，韩道山，等.重庆丰都雪玉洞群的洞穴特征和洞穴沉积物[J].中国岩溶，2004，2：1-6，80-4.

[4] Shen CC，Lawrence Edwards R， ChengH，et al.Uranium and thorium isotopic and concentration measurements by Magnetic Sector Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometry[J].Chemical Geology，2002，185（3-4）：165-178.

[5] 孔兴功，汪永进，吴江滢，等.南京葫芦洞石笋δ13C对冰期气候的复杂响应与诊断[J].中国科学（D辑），2005，35（11）：1047-1052.

[6] Hemming S R.Heinrich events： massive late Pleistocene detritus layers of the North Atlantic and their global climate imprint.Rev Geophys，2004，42：RG1005

[7] Yuan D X，Cheng H，Edwards R L， et al.Timing，Duration，and Transitions of the Last Interglacial Asian Monsoon.Science，2004，304：575-578.

[8] 李廷勇，袁道先，李红春，等.重庆新崖洞XY2石笋δ18O记录的57-70kaBP古气候变化及其对D-O和H事件的反映.中国科学（D辑），2007，37（6）：798-803.endprint

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