响水河钙华碳氧稳定同位素记录与古气候、古环境演变

15.3.2.1 测年结果与钙华碳氧同位素记录

钙华年龄的测试结果及碳氧同位素组成如表15.2。

表15.2 响水河钙华的碳氧稳定同位素组成特征

①ICP MS230Th年龄，与14C年龄基本一致，故未对14C年龄进行“死碳”校正。ICP MS230Th年龄由美国明尼苏达大学程海博士测定，其他14C年龄和稳定同位素组成由中国地质科学院岩溶地质研究所实验室测定。

因Ⅰ号钙华剖面厚度最大，测试较完整，故取其碳氧同位素值作成剖面变化曲线并附上年龄，如图15.3。可以明显地看出，碳氧同位素基本呈正相关关系。从曲线上看，4000a（BP）到3400a（BP），δ13C和δ18O值保持在一个相对低的水平，分别为-11.1‰和-9.5‰左右，δ13C值急剧上升始于3400a（BP），至约900a（BP）左右，即接近钙华顶部时，碳氧同位素值都总体升高，δ13C 值由-11.05‰升高到了-8.35‰，δ18O 值由-9.25‰升高到-8.99‰。

由表15.2、图15.4可知，从900a（BP）至今，钙华的δ13C和δ18O值急剧增加，如Ⅰ号剖面处，δ13C值由-8.35‰增加至-7.36‰，δ18O值由-8.99‰增加至-8.13‰。

图15.4 响水河Ⅰ号钙华剖面碳氧同位素记录及其古环境和古气候反映

15.3.2.2 钙华碳氧同位素记录反映的古气候、古环境变化信息

从钙华测定的年龄，荔波小七孔景区钙华沉积主要发生于全新世中后期，全新世是与人类关系最密切的一个时期，人类从原始人演变为现代人就是在此时期完成的。研究此时期之气候和环境变迁，既有助于为当前环境保护提供科学依据，又可为未来环境演变趋势预测打下基础。

根据前面所述研究区主要概况及水化学和同位素特征可知，响水河钙华是表层岩溶动力系统中岩溶作用的产物（刘再华等，1997），即土壤（和大气）CO2溶解碳酸盐岩后，水中方解石达到过饱和而出现碳酸钙沉积的结果。由Deines（1974）的研究结果可知，在开放系统中，此类碳酸钙沉积的δ13C值仅取决于环境中CO2的δ13C值，而与石灰岩本身的δ13C值无关。而土壤的CO2的δ13C 值的变化则受其上覆植被类型（C3、C4 植被）和大气CO2的共同影响。受到气候的影响，生态环境也要发生相应的变化，即在温暖、多雨的情况下，植被、土壤发育，且森林、灌木林等C3 植被（δ13C=-25‰）也发育，土壤CO2主要来自C3植被的呼吸作用和其有机质的生物化学降解作用，因而形成的碳酸钙沉积物具有较低的δ13C 值；而在气候冷干条件下，发育较多的C4 植被（δ13C=-14‰）（O’Leary，1988），则形成的碳酸钙具有较高的δ13C值。此外，在人类活动改变土地利用结构，如毁林造地造成严重水土流失的情况下，大气来源CO2（δ13C=-7‰）在系统中的比例增加，此条件下产生的钙华也具有较高的δ13C值（覃嘉铭等，2000）。总之，碳酸钙沉积的δ13C值越轻，反映温湿气候条件，流域内以C3植物为主的植被发育，水土保持良好；δ13C值越重，则气候冷干，流域内以C4植物为主的植被发育。或流域内植被退化，水土流失加剧，石漠化程度加重，生态恶化（覃嘉铭等，2000）。

关于氧同位素变化的特点，据研究（覃嘉铭等，2000），我国东亚季风对全球增暖的响应是：全球变暖——夏季风增强，全球变冷——夏季风减弱。当全球气温增暖，夏季风增强，则夏季风降水与全球总降水的比值增大，δ18O偏轻；反之，当全球气温变冷，夏季风减弱，则夏季风降水与全球总降水的比值降低，δ18O偏重。此外，我国广大地区包括贵州是季风气候区，气候特点是雨热同期，根据全球范围内普遍的雨量效应和暴雨效应的存在，即月降雨越多，降水强度越大，则δ18O 偏轻；反之，则δ18O 偏重（张素琴、李松勤，1996；覃嘉铭等，2000）。

这样通过分析不同年代（层位）钙华碳氧同位素的变化，即可对钙华形成过程中的气候和生态环境变化进行探讨。

根据响水河钙华测年，从钙华剖面底部到其顶部，年龄是趋向年轻的，即Ⅰ号钙华剖面是以老钙华在下，新钙华覆盖在老钙华上面的正常顺序沉积的，可以判断自4000a以来，该地区几乎没有发生大的构造运动。从碳氧同位素变化曲线（见图15.3）看，随着钙华逐层沉积，碳氧同位素值总的变化趋势是偏重，但其间也经历了几次高低值的交替，具体分析如下：

荔波地区近4000a（BP）到3400a（BP）这段时间里，钙华碳同位素值最低，平均达-11‰，氧同位素值δ18O值也偏低0.4‰，表明这段时间气候最湿热，植物生长最好，且以C3植物为主；3400a（BP）后δ13C值呈迅速升高趋势，到大约2000a（BP）左右（沉积速率内插值），δ13C值升高了3.2‰，而δ18O值在3400a（BP）后持续了很短一段时间的降低，然后回升，到2000a（BP）左右，也出现一个高值，δ18O 增加0.3‰，说明这段时期，气温先是上升，然后开始持续的降温，而这一时期的植物先是由生长良好的C3植物占优势，期间可能由于人类活动的影响或是自然灾害而使植被遭到极大破坏，水土流失加剧（δ13C值出现连续大幅度的升高），可能稀疏C4植被变成主导植物。δ13C和δ18O值在约2000a（BP）后又变轻，分别偏轻0.62‰和0.34‰，则此时期气温又回升，生态向趋好方向转变。从这一时段到900a（BP）前后，δ13C值又有一些小的波动，而δ18O则持续升高。而900a（BP）至今，钙华碳氧稳定同位素值急剧增加分别达0.99‰和0.86‰，反映出气候的冷干和源区人类活动加剧造成的水土流失增加，岩溶石漠化加重，生态朝恶化方向发展。

总之，近4000a来，该地区总的气候环境变化趋势是4000～3400a（BP）为相对温暖湿润期，植被生长好，为良性生态期；3400～2000a（BP）前期仍比较温暖而干燥，后期到2000a（BP）左右变得比较凉爽，从这一冷期到大致900a（BP）前后，气候有些波动，但幅度较小，夹有冷暖干湿的交替。而900a（BP）至今，气候冷干，源区人类活动加剧造成水土流失增加，岩溶石漠化加重，生态朝恶化方向发展。

从碳氧同位素值曲线变化趋势看，碳氧同位素变化具有高度的同步性，考虑到荔波地区处于亚热带季风气候区，δ18O值的变化可能是由于季风年际强弱的差异，导致降水的δ18O值变化所致，生态环境随之变化，植被格局发生变化。碳氧同位素值总的变化趋势是偏正，说明该地区近4000a来，气温总的趋势是降低，降水量减少，C3植被处在衰退过程中，而C4植物变得强盛，且水土流失加剧。

竺可桢先生经过50余年的积累而写成的《中国近五千年来气候变迁的初步研究》一文（竺可桢，1972），文中指出，过去3000a中国的温度“有一系列上下波动，其间最低温度在公元前1000年、公元400年、1200年和1700年，摆动范围为1～2℃”。考虑到测量误差，公元400年和公元1200年的降温在响水河I号剖面的钙华中有反映，即分别对应于2000a（BP）和900a（BP）钙华中的高δ18O值期。至于公元前1000年[或3000a（BP）]的降温则可能由于此前发育良好的森林植被（据此时形成的钙华具有最低的δ13C值推断）对温度的调节而未能在钙华的δ18O值上有反映，这可能也从另一个侧面反映了良性生态对局部小气候的调控作用。

对云南宣威下水龙洞1号石笋碳氧同位素的研究表明，宣威自3700a（BP）至今，气温有缓慢下降趋势，表现温偏凉半湿润环境（张美良等，2002）。

孢粉分析和炭屑含量统计资料揭示：鄂尔多斯东部的毛乌素沙地地区在4200～3500a（BP）处于气候适宜期，这里曾有针阔叶混交林生长，3500a（BP）以后，气候变得干燥起来，森林从本区消失；2700～2400a（BP），草原植被中藜科植物增加，气候进一步向干的方面发展，但降水量仍比现在高；2400a（BP）以后，在全新世晚期气候变干和人类活动的共同作用下，全新世中期本区发育的黑垆土遭到严重破坏，流动沙丘再次活跃起来（许清海等，2002）。

由此可见，就中国近4000a来的古气候古环境研究已经很深入，各方面的证据都表明3000a（BP）、2000a（BP）和1000a（BP）是冷暖气候和植被转变的点。虽然不同地区在冷暖事件和植被划分的时段有些差别，但这只是：一方面因为大的气候事件的发生从北到南或从东到西，需要一定时间，且生态随气候变化而改变有一个滞后期；另一方面，也可能是各种测年方法的误差造成的。

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