云南宣威4_6万年以来洞穴石笋古气候变化记录

云南宣威4_6万年以来洞穴石笋古气候变化 云南宣威 4 . 6 万年以来洞穴 ? 石笋古气候变化记录 张美良 袁道先 林玉石 覃嘉铭 ( )中国地质科学院岩溶地质研究所 ,岩溶动力学开放研究实验室 广西桂林 541004 α石笋是高分辨地记录古气候环境变化的主要信息载体之一 。本文通过对宣威下水龙洞 1 号石笋进行能 摘 要 18 δ 谱铀系测年及碳 、氧同位素 ,获得了距今 46 . 1 ka 至 2 . 75 ka 高分辨率的古气候演变信息 。其年龄与O 值的记 录在纵向上的变化具有明显的韵律性特征 ,可与深海岩芯 V同位素记录所揭示的第 3 阶段 、2 阶段和 1 阶段进行 28,238 对比 。反映 46 . 1 ka 以来宣威地区的气候波动与全球的气候变化具有明显的一致性 。但是 ,区内是气候变化的敏感 (区 ,是东亚季风与印度洋季风交互作用的特殊区域 ,存在有明显的地区性气候变化特征 ,在整个末次冰期时段 46 . 1, ) 8 . 1 ka气候总体偏温暖 ,10 . 25 ka 为新仙女木冷事件的最冷终止点 。在全新世大暖期时段的 7 . 1,3 . 7 ka 间显示气 候温暖湿润 ,而在 3 . 7,2 . 75 ka 间伴随太阳辐射和印度洋西南季风强度的减弱 ,气候有明显的降温趋势 。 此外 ,石笋的碳 、氧同位素显示的气候冷暖变化是 ,主沉积旋回以万年级 、千年级和百年级为周期性变化 ; 亚旋回 以千年级和百年级为周期性变化 。 关键词 洞穴石笋 古气候变化 宣威下水龙洞 区域岩溶或古环境研究 第一作者简介 张美良 男 1956 年出生 高级工程师 中图分类号 X141 文献标识码 A 下水龙洞洞穴系统位于宣威城北约 40 km 的铺 300 m ,宽 1,6 ,高 0 . 5,10 m ,在断裂 、裂隙交汇处形 田村 ,地处滇东高原东北部 ,与贵州接壤 ,属中亚热带 成小洞厅 ,洞内竖井可与下层洞连通 。高层洞为凤巢 () 高原岩溶峰丛洼地 谷、槽谷地区 ,为由南向北和由北 洞 ,为一倾斜洞 ,洞口标高约 2 120 m ,洞底标高 2 090 向南两股地表水的汇集与排泄区 ,岩溶洞穴极为发育 。 m ,主洞道主要沿北东向断裂 、裂隙发育 ,局部沿北西 峰体标高 2 201,2 320 m ,最高达 2 600 m 。区内年均 向断裂 、裂隙发育 ,主洞道长 1 160 m ,宽 1 , 8 m , 高 气温 13 . 3 ?,1 月平均为 5 . 0 ?,7 月平均为 19 . 4 ?;1 . 5,15 m ,总体呈 N E 向展布 ,在断裂 、裂隙交汇处形 年均降水量 997 . 7 mm ,年均蒸发量为 2 370 . 6 mm ,属 成小洞厅或局部转折 。 湿度不足带 ,最大的特点是常盛行西南季风 ,年均风速 1 下水龙洞 1 号石笋的沉积特征 达 3 . 6 m/ s 。 下水龙洞 1 号石笋位于 960 m 处的壁流石上 , 笋 铺田村下水龙洞洞穴系统由高 、中 、低三层洞穴组 成 高 ,在垂向上构成层楼式洞穴系统 。洞穴系统位于宣 37 . 7 cm ,笋底直径 20,22 cm ,笋顶直径 5 cm 。石 ( ) 笋剖面研究表明 表 1,有 7 个沉积旋回 ,1 至 3 旋回 威红石岩向斜的东翼 ,红石岩 —明德 —雪麻箐 N60 E/ SE ?35,55方向的压扭性断裂带中? ,产于下二叠统栖 示滴水向右侧移 , 4 至 5 旋回示滴水向左侧移 , 6 至 7 霞和茅口组灰岩中 , 洞穴系统明显受 N EE 向及 N W 旋回示滴水向右侧移 , 其内有 6 个间断沉积纹层 , 以( ) W向断裂控制 ,洞道主要沿北东及北西向次级断裂 、 5 、6 两次沉积间断较长 ,构成沉积旋回不整合的顶底 , 裂隙发育 。下水龙洞为低层洞穴 ,洞口标高 2 040 m , 是地质事件和气候环境多变或突变时期 ,形成土黄 、桔 主洞道由沿 N EE 及 N WW 向断裂 、裂隙发育 ,由廊道 黄色和暗灰 —褐色风化壳层或沉积间断面 。状干 洞 道 及 地 下 河 道 组 成 , 干 洞 道 长 980 m , 宽 ?沉积旋回 ,具 3 个亚旋回 ,由灰黄 、黄白色方解 2,8 m ,高 3,10 m ,总体呈 EW,N WW 向展布 ,地下石纹层组成 ,厚 5 . 2 cm 。方解石具重结晶 , 呈中 —粗 ( ) 河支洞呈 N N W 及 N EE 向展布 。中层洞为拦猪洞晶粒状 ,沉积纹层厚 > 5 mm ,呈微弱波纹状 ,且微细晶 ,洞口标高 2 090 m ,主洞道沿 N EE 向次级断裂裂隙 尖孔发育 ;其间的波纹状或缓拱的纹层组构成平顶叠 复的柱状叠锥 ,示滴水略有偏移 ,水量不大 ,流速较慢 。 发育 , 支 洞 沿 近 SN 向 和 N N W 向 裂 隙 发 育 , 主 洞 长 ( ) ? I GCP —448 国际对比项目 、科技部攀登特别资助项目 编号 :2000 - 026资助 收稿日期 :2001203209 ?沉积旋回 , 具 2 个亚旋回 , 由黄白色方解石组 ?沉积旋回 由土黄色 —棕黄色 、灰黄白色 、灰白 成 ,厚 4 . 7 cm 。方解石具重结晶 ,呈中 —细晶粒状 ,沉 ,厚 12 . 8 cm 。方解石具重结 色方解石韵律纹层组成 积纹层厚 > 5 mm ,呈微弱波纹状 ,微细晶尖孔发育 ;其 晶 ,呈中,细粒状 、微粒状 —针状或柱状 。沉积纹层厚 间的微波纹层组叠复呈平顶的柱状叠锥 ,示滴水量小 , 0 . 1 , 1 mm , 具明显微波纹状 、缓拱波纹状的韵律纹 流速较慢而稳定 。与下伏呈平行不整合接触 。 层 ,叠复呈柱状叠锥 ,示滴水微向右侧偏移 ,滴水量大 ?沉积旋回 ,具 2 个亚旋回 ,由黄白色 、暗灰色 ,方 而固定 。与下伏间断面呈不整合接触 ,后期在其顶部 解石纹层组成 ,厚 4 . 2 cm 。方解石具重结晶 , 呈细 — 发生较长时间的停滴 ,在表面形成间断不整合面或风 微粒状 、微放射状或针状 。沉积纹层厚0 . 5,1 . 5 mm , 化壳层 ,含较多的泥质成分 ,是地质时期的主要突变阶 〔1 、2〕黄白色与暗灰色纹层交替产出 ,具韵律纹层 ,叠复呈柱 段。 ?沉积旋回由灰白色方解石韵律纹层组成 ,厚 1 . 状叠锥 ,示滴水量小而稳定 。与下伏呈平行不整合接 7 cm ,边部厚 0 . 3,0 . 8 mm 。方解石具微晶化 ,呈细 — 触 。微粒状 ,含微细晶尖孔 。沉积纹层厚0 . 1,0 . 5 mm ,由 ?沉积旋回 ,具 4 个亚旋回 ,由棕黄色 、暗灰色方 平行微纹状 、缓拱波纹状的韵律纹层 , 叠复呈柱状叠 解石韵律纹层组成 ,厚 4 . 5 cm 。方解石具微晶化 , 呈 锥 ,示滴水量小而固定 ,其后发生停滴 ,结束沉积 。与 细粒状 、放射状 。沉积纹厚 0 . 2,1 . 5 mm ,具波纹状 , 下伏间断面呈不整合接触 。 叠复呈锥柱状 ,示滴水交替频繁 ,滴水减少 ,微向左侧 偏移 。与下伏呈不整合接触 。 2 宣威龙洞 1 号石笋的形成年龄及沉 ?沉积旋回 有 5 个亚旋回 , 由灰色 、灰白 —白色 方解石纹层组成 ,厚 4 . 5 cm 。方解石具重结晶 , 呈细 积速率 —微粒状 、微放射状或针状 。沉积纹层厚0 . 2,1 mm ,( α α 年 代 测 定 主 要 采 用能 谱 铀 系 法 即 用计 数 具波状 、缓拱波纹状 ,叠复呈平凹顶的柱状叠锥 ,示滴 230 234 ) Th/ U测年 , 仪器系统为美国 E G & GO R T EC 公水减小 ,微向左侧偏移 。与下伏呈不整合接触 ,后期在 α司的谱仪 、探头 、92028 谱控制器及 Co mparq 486 微 其顶部发生较长时间的停滴 ,在表面形成间断不整合机组 成 。空 白 本 底 24 小 时 < 24 个 记 数 , FW HM , 面或风化壳层 。() 19 KeV 。分析结果与国际 B GW204412的发布值均在 () 碳 、氧同位素记录曲线记录表明 图 1,两者的总体变 误差范围内 ,由地质科学院岩溶所测试室测试 ,每件碳 酸盐样品重 40,60 g 。年龄样品的选择 ,主要是根据 化趋势大体一致 ,特别是在 7 . 1,46 . 1 ka 间两曲线最 18 δ石笋剖面的沉积速率变化 ,特别是根据石笋沉积间断 吻合 ,O 值最显著的突 变 发 生 在 ?与 ?沉 积 旋 回 18 δ间 ,在 7 . 85 ka 与 7 . 1 ka 间 的 分 界 点 ,O 值 由 面的上下以及气候变化特征加以确定 。主要沿石笋轴 13 () δ部采取样品 见表 1,经石笋的铀系测年确定 ,下水龙 - 7 . 85 ‰突变为 - 13 . 61 ‰, C 值由 - 4 . 29 ‰突变 为 - 6 . 42 ‰,是新仙女木冰期与全新世的分界点 。其 洞 1 号石笋形成年龄在 46 . 10,2 . 75 ka 之间 ,经历了 18 13 δδ43 . 35 ka 的沉积或生长时间 。测年证实 ,石笋生长较 它几个阶段的O 、C 值与总平均值大体一致 , 波 18 δ 动性不大 。 ?沉积旋回 46 . 1,30 . 45 ka 间平均O慢 ,沉 积 间 断 频 繁 , 平 均 沉 积 速 率 为 0 . 853 mm/ 100 13 δ值为 - 10 . 99 ‰, 平均C 值为 - 6 . 75 ‰; ?沉积旋 年 。由表 1 可以看出 ,石笋 ?, ?沉积旋回的沉积速 18 δ率较慢 , 在 38 . 25 ka 间沉积厚度为 23 . 5cm , 沉积速率 回 29 . 70,22 . 6 ka 间平均O 值为 - 11 . 088 ‰ ,平 13 δ 均C 值为 - 5 . 86 ‰; ?沉积旋回 12 . 5,12 . 1 ka 间为 0 . 615 mm/ 100a ;自第 ? 沉积旋回开始沉积速率加 18 13 δδ平均O 值为 - 10 . 88 ‰,平均C 值为 - 7 . 31 ‰快 ,在 3 . 95 ka 中就生长了 12 cm , 沉积速率 30 mm/ 18 () δ相当 H2; ?沉积旋回 12 . 0,11 . 6 ka 间平均O 值 100a ,是 7 . 85 ka 以前的 30 倍 ,这说明自第 ? 沉积旋 13 (δ) 为 - 10 . 18 ‰,平均C 值为 - 6 . 35 ‰相当 H1; ? 回开始 ,洞顶滴水较均匀 、稳定 ,滴水点低而快 。其后 , 18 δ 在约3 . 15 ka间滴水发生短暂间断 ,间滴时约 0 . 3 ka 。 沉积旋回 11 . 4,7 . 85 ka 间平均O 值为 - 9 . 22 ‰,13 δ 平均 C 值 为 - 5 . 27 ‰, 为 新 仙 女 木 冷 阶 段 , 自2 . 85 ka 又开始了短暂的沉积 ,到约 2 . 75 ka 结束最 从 7 . 85 ka以来结束末次冰期进入全新世 。 ?沉积旋回后的沉积 。 18 13 δδ7 . 1,3 . 15 ka 间平均O 值为 - 12 . 352 ‰,平均3 石笋的碳 、氧同位素 18 13 δδC 值为 - 5 . 17 ‰, O 突变负 、C 值突然增大 ,表明 稳定同位素检测由地质科学院岩溶所同位素室完 此阶段乔木森林和灌木植被恢复有滞后作用 ,仍以 C4 植物为主 ,反映为温暖湿热的气候环境 。 ?沉积旋回成 ,其中碳 、氧同位素的碳酸盐样品与 100 %磷酸盐反 18 13 δδ2 . 8 5 , 2 . 7 5 ka 间O 值 为 - 1 0 . 9 8 ‰ ,C 值 为) (应生成 CO,纯化后于 MM 一 903 E 英国 V G 公司进 2 13 18 - 6 . 17 ‰,至此石笋结束沉积 。δδ行质谱分析 , C 、O 值为相对 PDB ,系统误差 < 0 . 1 ‰。水样的氧采用 HO —CO平衡法 , 氢采用2 2 4 古气候变化信息 18 δδ锌还原法 , D 、O 值为相对于 SMO W 标准 , 系统误据石 笋 碳 、氧 同 位 素 记 录 的 信 息 , 宣 威 地 区 自 18 δδ 差D < 1 ‰, O < 0 . 1‰。宣威下水龙洞 1 号石笋 7 . 85 ka B . P. 结束末次冰期而进入全新世 。测试结 果表明 ,7 . 85 ka B . P. 至 7 . 1 ka B . P. 前后为冷转暖的 过渡性冷阶段 。区内 46 . 1 ka 以来 ,大致有 7 次冷暖 变化阶段 ,其中 ?、?沉积旋回是新仙女木冰期向全新 ( ) 世温暖期的跃变点 表 1。石笋纹层的碳 、氧同位素 显示 ,石笋的冷暖变化 ,主沉积旋回以万年级 、千年级 和百年级为周期性变化 ; 亚旋回以千年级和百年级为 〔3〕周期性变化。 18 (δ) 晚更新世 46 . 1 ka 以来氧同位素 O总平均值 为 - 11 . 1 ‰, 可 作 为 冷 暖 分 界 点 。其 中 , 碳 同 位 素 13 δ( ) C总 平 均 值 为 - 5 . 85 ‰。 ?沉 积 旋 回 46 . 1 , 18 13 δδ30 . 45 ka间的O 平均值为 - 10 . 99 ‰、C 平均值 为 - 6 . 75 ‰,以 C3 植物为主 ,表现为温偏凉的湿润阶 段 ,相当于 V深海岩芯氧同位素第三阶段晚期 ; ?282238 18 δ沉积旋回 29 . 70 , 22 . 6 ka 间的O 平均值为 - 11 . 13 δ088 ‰、C 平均值为 - 5 . 86 ‰,以 C4 植物为主 ,表 图 1 云南宣威县铺田村下水龙洞 1 号石笋碳 、氧同位素曲线图 现为温凉湿润阶段 ,相当于 V深海岩芯氧同位素 282238 Fig. 1 The records of carbo n an o xygen isotopic co mpositio ns No . 1 第二阶段弱温期的早期 ; ?, ?沉 积 旋 回 12 . 5 ka , stalagmite f ro m Xiashuilo ng cave of Xuanwei , Yunnan 18 δ 11 . 6 ka 间的O 平均值为 - 10 . 088 ‰, - 10 . 18 ‰, 13 δ C 平均值为 - 6 . 35 ‰, - 7 . 31 ‰,以 C3 植物为主 ,风与西南季风替影响区的边缘地带 ,既受西南季风的 其中 ,在 12 . 1,12 ka 间发生了短暂间断 ,总体表现为 影响 ,也受东南季风影响 ,所以 ,洞穴石笋的氧同位素 凉偏冷的半湿润阶段 ,相当于 V深海岩芯氧同位 均较低海拔的岩溶斜坡地带或岩溶平原区和靠近东南 282238 素第二阶段的晚期 ; ?沉积旋回 11 . 4 ka 至 7 . 85 ka 间 季风影响区较负 ,而较西南季风强影响的云南泞蒗泸 18 δ( ) 沽湖区高 。 的O 值 - 9 . 22 ‰比总平均值 - 11 . 1 ‰高 1 . 88 13 δ‰, C 平均值为 - 5 . 27 ‰,以 C4 植物为主 ,是新仙 结语 5 女木冷事件发生阶段 , 表现为寒冷干旱 , 其中 , 10 . 25 ()1 ka 为新仙女木冷事件的最冷终止点 ,相当于 V深 宣威下水龙洞 1 号石笋形成于晚更新世晚 282238 海岩芯氧同位素第二阶段 ; ?沉积旋回 7 . 1 ka 至 3 . 15 期至全新世 , 是末次冰期以来的沉积物 。自 46 . 1 ka 18 δ ka 为冰后期的全新世大暖期 ,氧同位素较负 , O 值B . P. 至今 ,由 1 个万年级 、3 个千年级和 3 个百年级等- 12 . 352 ‰比总平均值负 1 . 22 ‰。由于在此阶段北 7 个沉积旋回组成 ,其内有 6 次间断沉积 ,其中 2 间断 () 半球太阳辐射增强引起季风环流 9,6 ka B . P. 达到 面的沉积间断时间最长达上万年 , 1 和 5 沉积间断为 最强盛阶段 ,印度洋西南季风加强 ,北非 、西亚 、中亚气 千年 ,其余间断为百年 。这些沉积间断面所构成的沉 候湿润 ,湖面扩张 ; 同期青藏高原湖泊以高湖面为主 , 积旋回的顶 、底 , 是古水文地质突变或剧变的综合显 示 ,可作为地质时代分界的标志层 。 但仍有波动 ,洱海在 8 . 1 , 5 . 9 ka 间的湖泊沉积记录 ()2 显示 ,本阶段气候温暖湿润 ,湖面较高 ,与西南季风加 洞穴石笋的氧同位素记录表明 ,区内 46 . 1 〔4 、5〕ka B . P. 以来的气候变化 ,可以划分为 3 个阶段 : 第一 强对应。宣威在 7 . 1 ka 至 3 . 15 ka 间气候总体特 征是气温偏暖 ,早期 7 . 1 , 3 . 7 ka 间由于受太阳辐射 阶段为全新世 ,7 . 1 ka B . P. 至今 ,总体显示气候温暖 和印度洋西南季风加强的影响 , 雨带向北东 、偏西迁 湿润 ,年平均气温变化不大 ; 其中 , 自 3 . 7 ka B . P. 至 移 ,显示气 候 温 暖 湿 润 , 但 是 此 阶 段 仍 以 C4 植 物 为 今 ,气温有缓慢下降趋势 ,表现温偏凉半湿润环境 。第 主 ,主要是受新仙女木冷事件的影响 ,乔木森林和灌木 二阶段为盛冰期 ,8 . 1,26 . 55 ka B . P. ,由 3 个百年级 植被恢 复 有 滞 后 作 用 。晚 期 在 3 . 7 , 3 . 15 ka 间 的 和 1 个万年级的冷暖相间的气候期所组成 ; 第三阶段 18 18 δδO值比早期的O 值高 1 . 98 ‰,伴随太阳辐射和 为 26 . 55 ,46 . 1 ka B . P. ,有 2 个冷暖相间的气候期 , 印度洋西南季风强度的减弱 ,有效降水由北 、西向东 、 但比起盛冰期 ,其平均气温的变化要小得多 。 ( ) 346 . 1,8 . 1 ka B . P. 气候变化的总趋势是暖变 南迁移 , 气候有明显的降温趋势 。 ?旋回在 2 . 85 , 18 13 δδ2 . 75 ka间O 值为 - 10 . 98 ‰, C 值为 - 6 . 17 ‰, 冷 ,温差幅度由小到大 。末次冰期最后一次冷事件发 生在 10 . 25 ka B . P. 左右 ,是新仙女木冷事件在本区的 以 C3 植物为主 ,由于东亚夏季风减弱 ,西南季风和东 亚冬季风相对加强 ,气温稍有下降 ,表现温偏凉半湿润 表现 。 环境 。 参 考 文 献 区内洞穴石笋的氧同位素值普遍较广西 、贵州 5 1 张美良 ,林玉石 ,覃嘉铭等. 桂林水南洞石笋的沉积学特征 J . 沉积 万年以来洞穴石笋的氧同位素值较轻或偏负 ,分别比 ( ) 学报 ,1999 ,17 2:233,239 广西桂林盘龙洞 1 号石笋偏负 - 4 . 94 ‰、灌阳响水洞 袁道先 ,覃嘉铭 ,林玉石等. 桂林 20 万年石笋高分辨率古环境重建 2 〔1 、2 、3〕M . 桂林 : 广西师范大学出版社 ,1999 1 号石笋偏负 - 5 . 1 ‰、贵州荔波董哥洞 4 号石 张美良 ,林玉石 ,覃嘉铭等. 广西灌阳县观音阁响水洞的形成环境及 笋偏负 - 3 ‰、衙门洞 1 号石笋偏负 - 2 . 55 ‰、都匀凯 3 ( ) 1 号石笋的古气候信息J . 地质地球化学 , 2000 ,28 1:34,40 张 振克 ,吴瑞金 ,王苏民等. 全新世大暖期云南洱海环境演化的湖泊 沉酉七星洞 4 号石笋偏负达 - 5 . 42 ‰; 但是 ,比云南泸 ( ) 积J . 海洋与湖沼 ,2000 ,31 2:210,213 4 () 沽湖拉 全新世家仙人洞 1 号石笋 、狮子山仙人洞 1 陈敬安 ,万国江 ,陈振楼等. 洱海沉积物化学元素与古气候演化 J . 号石笋分别偏高 2 . 45 ‰和 3 . 6 ‰。这些现象说明 ,区 ( ) 地球化学 ,1999 ,28 6:562,570 5 内一方面受高原和高度的影响 ,另一方面处于东南季 The Record of Cl imat ic Change f rom Stalagmite in Xia shuil ong Cave of Xuan wei City Since 46 ka ZHAN G Mei2liang YUAN Dao2xian L IN Yu2shi Q IN J ia2ming ( Karst Dyna mics La boratory , Institute of Karst Geology , CAGS , Guil in Guangxi 541004) Abstract Stalagmites in karst caves are t he main carrier of paleoclimatic and paleoenviro nmental reco rds wit h t he high resolutio n . The high resolutio n info r matio n o n paleoclimatic change f ro m 46 . 1 ka B . P. to 2 . 75 ka B . P. has αbeen o btained t hro ugh2co unting U2series dating and carbo n and o xygen isotopic analysis of No . 1 stalagmite in Xi2 18 δashuilo ng cave of Xuanwei cit y. The reco rd of it s ages andO value in t he change of t he vertical sectio n have o b2 vio us r hyt hm characteristics and can be co mpared wit h t he o xygen isotopic reco rds of deep2sea co res at ?, ?and ? stages. It reflect s t hat t he climatic changes in Xuanwei area coincides wit h t he fluct uatio n of glo bal paleoclimatic change. But here is t he sensitive area of t he climatic change and also t he specific regio n of t he recip rocit y bet ween East Asian mo nsoo n and So ut hwest mo nsoo n ,and t he feat ure of t he climatic change caused by t hem was o bvio us in t his regio n . The overall last glaciatio n f ro m 46 . 1 ka B . P. to 8 . 1 ka B . P. show war m climate t rend in t he mass , and 10 . 25 ka B . P. is t he coldest of t he end point of Yo unger Dryas event . The Holocene Megat her mal perio d dur2 ( ) ing 7 . 1 ka B . P. and 3 . 7 ka B . P. are t he climate of temperate war m2wet . The climate during 3 . 7 ka B . P. and 2 . 75 ka B . P. has o bvio us t rend of decreasing temperat ure to follow t he weakness of t he sun radiatio n and t he So ut hwest mo nsoo n intensio n . Furt her mo re ,t he cold and war m change of t he climate indicate t hat t he main sedi2 ment cycles in stalagmite take t he perio dicit y change as ten t ho usand years , t ho usand years and hundred years , and sub2cycles in stalagmite show t he perio dicit y change as t ho usand years and hundred years. Key words stalagmite , paleoclimatic change , Xiashuilo ng cave of Xuanwei city