湖北高分辨率石筍記錄的DO18事件特征

張偉宏，廖澤波，陳仕濤，邵慶豐，段福才，朱麗東，王天陽

1.浙江師范大學地理與環境科學學院，浙江金華 321004 2.南京師范大學地理科學學院，南京 210023

0 引言

末次冰期氣候變化的一個顯著特征是存在著一系列千年尺度氣候突變事件，即Dansgaard-Oeschger事件 (DO事件)[1]。其中，在深海氧同位素4階段 (Marine Isotope Stage 4，簡稱MIS4)，北半球太陽輻射減少，全球冰量較大 (海平面比現在低60～80 m) 僅次于末次冰盛期[2]，格陵蘭冰芯記錄顯示此階段僅存在DO19和DO18兩次增暖事件[3]。其中，持續時間長達2000 a的DO19事件在北大西洋區域表現為先典型快速升溫再緩慢降溫和再快速降溫的鋸齒狀變化模式，相類似的氣候突變事件在北半球中、低緯記錄中多有體現[4-8]。然而，格陵蘭冰芯記錄中持續不到400 a的DO18事件在部分中、低緯區域記錄中并不顯著，導致學者對于持續時間較短的該類事件在中、低緯地區的響應以及動力學機制仍存疑惑[6]。如歐洲阿爾卑斯山北部高分辨率洞穴石筍清晰的記錄到DO19事件，但未記錄到隨后發生的持續較短的DO18事件[6]。而在較低緯度的中國西南季風區域，重慶新崖洞石筍δ18O在64.7±0.5 ka快速負偏達1‰，指示了DO18季風事件的快速開始[9]。但是，在東亞季風區的南京葫蘆洞、貴州董哥洞和湖北三寶洞石筍記錄 (均滿足記錄DO18的分辨率) 均未顯示出DO18事件時季風顯著增強的印記[4-5,10-11]。不同的是，距離三寶洞約130 km的湖北永興洞的兩支石筍δ18O記錄卻顯示出季風在此時增強的特征[8]。因此，盡管在中國季風區有若干記錄捕捉到DO18事件，但是目前還缺少高分辨率和精確定年的記錄來進一步驗證此事件在中低緯度的發生、以及進一步刻畫其詳細的結構特征和持續時間。這些特征有助于理解短尺度季風氣候事件與北高緯氣候之間的協同性和差異性以及這些事件的驅動機制。

在冰量規模中等的MIS3階段，DO事件的周期性發生被廣泛認為與北大西洋溫鹽環流 (AMOC) 強度的變化密切相關[12-15]。但是，不清楚的是在冰量較大的MIS4階段AMOC對于DO事件的發生是否有重要作用。對于冰量較大的末次冰期后期，Lynch-Stieglitzetal.[16]通過對弗羅里達海峽底棲有孔蟲δ18O的研究，發現在Heinrich 2 (H2) 和Heinrich 3 (H3) 事件發生時北大西洋深層水變化極為微弱，提出H2和H3事件發生以前AMOC已經減弱到極致的觀點。該研究表明在冰量較大時期 (如MIS 2) 的AMOC不再如MIS 3時期活躍，也有研究指出MIS 2和MIS 4 時期，兩半球間Bipolar see-saw現象消失，AMOC停滯[17]。有學者對DO事件的發生機制也提出不同看法。Wunsch[18]認為DO事件是風場和陸地冰蓋相互作用的結果，風場具有較大的波動能力且產生迅速的全球尺度的遙相關，且是大洋環流變化的有效驅動器；Petersenetal.[19]提出北大西洋冰架和海冰的協同變化能夠解釋DO旋回不同階段的形態及轉換過程。那么，檢驗在冰量較大的MIS4階段DO事件的發生是否與AMOC相關還需提供更多的高分辨率地質記錄。

本文根據湖北神農架永興洞石筍的高精度230Th定年和高分辨率氧同位素數據，重建DO18事件發生時東亞季風水文循環變化過程。通過與南北極冰芯和海洋記錄的對比，探討亞洲季風DO18事件與AMOC的耦合過程，為理解末次冰期不同氣候背景下氣候突變事件發生機制提供基礎。

1 研究區域、樣品與方法

石筍樣品 (No. YX274) 采自湖北省神農架保康縣歇馬鎮的永興洞 (31°35′N, 111°14′E)。神農架地區主要是由大巴山脈東段近東西方向延伸的中高山地貌組成，區內總地勢為西南高而東北低的階梯狀，地表土壤發育較好，植被以灌木和草本植物為主。該區隸屬于長江中下游區域，主要受亞熱帶季風氣候環流系統控制。本區年均降水量為1 500～2 000 mm，夏季6月—8月降水集中，占全年雨量的50%以上；冬季12月—2月降水量較少，僅占全年降水量的5%。永興洞洞口海拔約800 m，洞長約500 m。 2013年6月—2016年12月的洞內外監測結果顯示，洞外溫度呈現出顯著的季節變化特征，夏季高溫可達30 ℃，冬季溫度最低5 ℃，洞內溫度每月維持在約14 ℃左右，濕度約100%。YX274石筍外形呈圓柱狀，總長324 mm，外部直徑80～130 mm。沿生長軸切開、拋光后，發現近軸部呈黃褐色而近邊緣區多呈黃白色，巖性整體上無顯著變化 (無明顯沉積間斷)，結晶致密但局部發育孔洞 (圖1)。肉眼觀測，大部分層段發育有明/暗色層偶相間特征的紋層。據永興洞4個滴水點監測結果顯示，這4個點常年滴水，但季節差異顯著。夏季的滴水速率明顯高于冬季，并且夏季碳酸鹽沉積量也顯著多于冬季。這種季節性氣候條件的變化很可能是永興洞YX274石筍微層出現明/暗交替沉積韻律變化的原因。

在拋光面上，用直徑為0.9 mm牙鉆分別從距頂47、131、165、212和270 mm處獲取5個鈾系年代樣 (重約100 mg)，由南京師范大學同位素質譜實驗室MC-ICP-MS Neptune儀器測試，化學實驗方法參照Shenetal.[20]和Shaoetal.[21]研究，年齡誤差為±2σ (表1)。用直徑0.5 mm鉆頭沿生長中心軸方向每1 mm鉆取一個樣品，共獲得323組氧碳同位素數據。利用碳酸鹽自動進樣裝置與Finnigan MAT-253型質譜儀聯機完成測試，分析誤差小于0.1‰，VPDB標準，由南京師范大學同位素實驗室完成。

圖1 永興洞石筍YX274拋光面照片黑點及數字分別指示鈾系定年點的位置及對應年齡Fig.1 Polishing face photo of Stalagmite YX274 from Yongxing Cave

表1 永興洞石筍YX274鈾系測年結果

注：234U、238U和230Th的衰變常數λ234=2.82206×10-6a-1、λ238=1.55125×10-10a-1和λ230=9.1705×10-16a-1；δ234U=([234U/238U]activity-1)×1000；校正的230Th年齡是假定初始的230Th/232Th原子比為4.4±2.2×10-6。年齡均相對于1 950 a。

2 結果與討論

2.1 鈾釷測年及時標序列的建立

表1為YX274石筍的5個230Th測年結果。樣品238U含量在(618～782)×10-9之間變化，232Th含量較低，在(108～1 242)×10-9之間變化，測年絕對誤差為137～158 a (相對誤差為2.2‰～2.5‰)。實測年代數據表明YX274石筍生長時段覆蓋了62.42～63.72 ka，生長速率較快，在88～291 μm/a之間變化。本文采用StalAge年齡模式建立時標[22](圖2)。該年齡模式采用Monte-Carlo統計算法，通過調整線性合集以適合年齡數據子集來計算出年齡模式及對應的 95%置信度，顯著降低了年齡模式的不確定性。結果顯示，石筍YX274生長于62.2～63.6 ka，對應于DO18事件結束時期。

圖2 石筍YX274年齡模式圖黑點及垂直誤差棒分別為實測年齡及對應2σ誤差；中間線為年齡模式，兩側線為95%置信度范圍Fig.2 Age model of stalagmite YX274

2.2 石筍δ18O記錄

圖3c顯示YX274石筍δ18O在-7.5‰～-9.7‰之間波動。從63.6 ka開始，δ18O逐漸正偏，在～63.0 ka時正偏趨勢結束，轉變為穩定的水平波動。整個時段疊加了眾多百年—數十年尺度的波動。如以63.4 ka和63.1 ka為中心的持續～150 a和300 a的負偏波動 (圖4a-4，5)，這些振蕩與同一洞穴石筍YX55 δ18O記錄[8]的兩次百年尺度負偏波動相對應 (63.5 ka和63.2 ka，圖4b中4，5)。此外，YX274 δ18O在63.6～63.0 ka時段的正偏變化也得到同一洞穴YX55、YX46石筍記錄[8]的支持。整體上，YX274與YX55 δ18O記錄在長期變化趨勢和百年尺度波動上均具有較好的重現性。

石筍δ18O作為古氣候代用指標的重要前提是方解石沉積時與巖溶水之間同位素分餾達到平衡[23]。依據Hendy準則[23]，YX274石筍生長軸方向上δ18O與δ13C的變化沒有顯著相關性(r=0.3,n=322)，表明石筍生長過程中受動力分餾較小，基本達到同位素平衡分餾。此外，YX274與YX55 δ18O記錄的重現性強有力地證實了動力分餾對同位素變化影響不顯著，暗示這兩種同位素受相同的外部氣候因子控制。一般來說，中國石筍δ18O主要繼承大氣降水氧同位素的信息，反映東亞夏季風強度變化特征。近來，部分研究認為東亞石筍δ18O并不能有效指示與東亞夏季風強度相關的降水量變化，其主要受諸如水汽源區[24-25]及傳輸路徑[26]、ENSO[27-28]、北大西洋氣候信號[29]等因素的影響。盡管存在以上不同的認識，但是東亞石筍δ18O在千年甚至百年尺度上有著很好的重現性特征，表明東亞石筍δ18O應能代表區域大尺度環流信號。最近，反映北方降水量變化的內蒙古湖泊沉積記錄顯示出與中國 (南方和北方) 石筍δ18O記錄高度一致的變化特征，支持中國石筍δ18O能夠反映季風強度帶來的降水量變化解釋[30]。此外，北京Kulishu洞石筍年紋層內季節分辨率的δ18O結果顯示出冰消期時較輕的δ18O值與夏季風帶來較多的降水量密切相關，在百年尺度上δ18O偏正的Younger Dryas (YD) 時期綜合降水量要低于δ18O偏負的B?lling-Aller?d暖期和早全新世時期[31]。似乎是中國石筍δ18O在千年—數百年尺度上能代表區域尺度降水整體演化過程。Chengetal.[32]基于對全球季風的對比研究，提出東亞石筍δ18O能反映平均態的夏季風強度或綜合水汽輸送。目前，東亞石筍δ18O大尺度的一致性與器測及歷史記錄研究顯示的短尺度上中國南、北方降水存在反相位關系 (區域降水存在差異) 的結論存在矛盾，因此對于δ18O短時間尺度氣候意義的完整理解還有待于今后深入研究。從全球季風視角考慮，在千年—數百年尺度上中國石筍δ18O具有廣泛區域意義和全球可對比性，似乎能夠反映夏季風強度變化的綜合特征[33]，這一解釋也得到模擬結果的支持[34]。據此，本文YX274石筍δ18O偏負，可表示東亞夏季風增強，反之，東亞夏季風減弱。

圖3 中國石筍與格陵蘭冰芯δ18O記錄對比a.格陵蘭冰芯NGRIP δ18O記錄[35]；b.葫蘆洞石筍δ18O記錄[4]；c.永興洞YX274石筍δ18O記錄；d.永興洞YX55 (黑色) 和YX46 (灰色) 石筍δ18O記錄[8]；e.新崖洞XY2石筍δ18O記錄[9]；f.羊口洞JFKY7石筍δ18O記錄[36]Fig.3 Comparison of δ18O records between Chinese stalagmites and Greenland ice core

2.3 石筍記錄的DO18事件

盡管YX274石筍δ18O記錄缺失DO18事件的開始變化，但是變化一致的YX55和YX46石筍δ18O記錄[8]顯示了DO18事件的快速開始過程 (圖3d)。YX55記錄顯示從64.7±0.3 ka開始，δ18O在約160 a內迅速負偏2‰，在測年誤差范圍內與YX46 δ18O記錄的在64.8±0.2 ka開始在約250 a內負偏1.6‰的變化相一致，表明在64.7±0.3 ka左右東亞夏季風強度開始快速增強 (圖3d)。重慶新崖洞石筍δ18O值在64.7±0.2 ka快速負偏1.3‰(圖3e)，清晰地記錄到夏季風快速增強的變化，指示DO18事件的迅速開始[9]。不同于以上記錄，葫蘆洞MSL石筍δ18O在64.7±0.2 ka時僅呈現出微弱的負偏波動 (0.4‰，圖3b)，不能判定其為一次明顯的季風增強變化。盡管如此，以上相隔數百公里的永興洞和新崖洞石筍δ18O值在64.7±0.3 ka時一致負偏的變化表明DO18事件應是一次區域性的亞洲季風增強事件。基于格陵蘭NGRIP AICC2012時標，冰芯DO18暖事件開始于64.1±0.6 ka，在160 a內完成升溫過程[35]，與石筍記錄的持續時間約為200 a的季風快速增強過程較為一致。在年齡誤差范圍內，永興洞石筍δ18O記錄的DO18快速開始過程與NGRIP冰芯快速升溫過程相一致 (圖3)，在一定程度上支持了NGRIP AICC2012時標。然而，二者在DO18事件結束過程上卻存在顯著差異。NGRIP冰芯記錄顯示DO18事件在100 a內完成快速降溫過程，永興洞石筍記錄顯示δ18O從64.5 ka左右開始逐步正偏，到～63.0 ka時正偏結束，持續時間長達1 500 a，期間疊加了5次顯著的百年尺度負偏波動，表明亞洲季風在持續減弱的過程中存在百年尺度的季風增強波動 (圖3，4)。類似地，DO18結束時呈持續時間達千年的緩慢變化特征，此特征在羊口洞和新崖洞石筍記錄中也尤為顯著[9,36]。所不同的是，新崖洞和羊口洞δ18O記錄在DO18冰階仍呈現出逐漸正偏的趨勢[9,36]，與反映印度季風強度變化的阿拉伯海和Cariaco盆地沉積記錄變化趨勢相一致[7]，而永興洞3支石筍和葫蘆洞石筍的δ18O記錄變化一致，在DO18冰階表現出較為穩定的水平波動(圖3)。這一差異可能表明西南區域的羊口洞和新崖洞受印度季風影響更為敏感，而中部區域的永興洞和東部葫蘆洞受東亞季風影響較顯著。東亞和印度季風區不同的陸地/大洋分布格局可能引起水熱組合模式差異而造成短時間尺度上石筍氧同位素的區域差異[37]。

為了精確標定亞洲季風DO18向GS18事件轉型的時間，本文采用回歸統計方法(RAMPFIT) 來進行評估。RAMPFIT方法通過對分析數據采用加權最小二乘法進行“傾斜”擬合過程，進而定量計算出氣候轉型的確切時間，計算原理和方法詳見Mudelsee[38]。通過RAMPFIT對YX274石筍δ18O數據進行擬合分析，確定DO18向GS18的轉型在63.0 ka完成 (圖4)。該轉型時間與YX55和YX46石筍分別記錄的62.6和63.0 ka在定年誤差范圍內相一致[8]。該結束時間的標定有助于研究DO18事件的驅動機制。

圖4 永興洞石筍YX274和YX55、YX46 δ18O記錄對比a.YX274 δ18O記錄；b.YX55 (黑色) 和YX46 (灰色) δ18O記錄[8]。數字1～5為5次百年尺度波動；灰色折線為RAMPFIT統計分析獲得的“傾斜”結果，63.0 ka為δ18O由緩慢增大狀態轉變為穩定波動的時間點Fig.4 Comparison of stalagmite YX274, YX55 and YX46 δ18O records

2.4 高低緯對比及驅動機制

石筍YX274結合同一洞穴兩支石筍YX55和YX46的記錄[8]能夠還原DO18事件附近詳細的東亞季風變化歷史。如圖5所示，將永興洞石筍δ18O與格陵蘭NGRIP冰芯δ18O記錄[35]進行對比，發現MIS4冰量較大時期東亞季風與北高緯溫度在千年—百年尺度事件上仍存在遙相關關系，季風增強對應于北高緯升溫，反之則相反。如格陵蘭NGRIP冰芯記錄[35]的DO18、DO17暖事件以及H6冰階在永興洞石筍記錄中均有體現，分別對應于DO18、DO17強季風事件及H6弱季風事件。這種對應表明高、低緯氣候系統緊密耦合關系在冰量較大的時期仍然存在，這種耦合關系可能由于AMOC的變化引起。如圖5c所示，反映AMOC強度變化的231Pa/230Th記錄[39]與石筍記錄、NGRIP冰芯記錄顯示出相似的波動特征，在石筍和冰芯中記錄到的氣候突變事件均可在231Pa/230Th記錄中得到體現。231Pa/230Th值在DO18、DO17事件時呈現出低值，指示AMOC增強；在H6冰階時，231Pa/230Th值增加，指示AMOC減弱，支持AMOC在間冰階時加強而在冰階時減弱的假說[40]。可能的變化過程是AMOC強度變化引起北高緯冷/暖和南高緯暖/冷氣候態之間的轉換，促使高低緯之間的溫度梯度變化，并改變了熱帶輻合帶ITCZ的平均位置，進而調節東亞季風強度變化。此外，南極溫度在DO18、DO17事件的降溫以及在H6冰階的升溫變化，呈現出與北高緯、東亞季風反相位的對應關系，支持了兩半球之間在千年—百年尺度上受AMOC調控并呈see-saw的變化模式的結論[14]。此外，MIS2—MIS5時期永興洞石筍δ18O記錄的多個DO事件[8]與231Pa/230Th值對比進一步提供了AMOC調節千年—百年尺度氣候變化的證據 (圖6)。盡管在事件持續時間和相對振幅方面石筍δ18O與231Pa/230Th二者存在差異，但是永興洞石筍記錄的H8-H2弱季風事件均與減弱的AMOC相對應，而AMOC的增強則對應于季風的增強。綜上所述，AMOC變化在調節冰期千年—百年尺度高低緯氣候突變事件中起主導作用。

圖5 永興洞石筍記錄與其他記錄對比a.格陵蘭冰芯NGRIP δ18O記錄[35]；b.南極EDML冰芯CH4記錄[35]；c.黑色和灰色曲線為永興洞石筍YX55、YX46[8]和YX274 δ18O記錄；黑色折線為副熱帶北大西洋沉積物231Pa/230Th記錄[39]；灰色平滑曲線為33°N太陽輻射曲線[42]；d.南極EDC冰芯δD (黑色) 和EDML冰芯δ18O記錄 (灰色) [35]Fig.5 Comparison of the Yongxing cave records with other paleoclimatic records

圖6 永興洞石筍δ18O記錄 (灰色) 與北大西洋231Pa/230Th (黑色) 記錄對比灰色陰影帶表示H2-H8事件Fig.6 Comparison of Yongxing δ18O record[8] (grey) with231Pa/230Th record[39] (black) in the northwest Atlantic

盡管永興洞石筍δ18O和NGRIP冰芯δ18O[35]均記錄到DO18事件，但是二者呈現出不同的事件變化模式。如圖5所示，NGRIP冰芯δ18O記錄顯示DO18在～370 a (64.077～63.70 ka) 內完成快速增溫和快速降溫變化過程，呈顯著的對稱變化形態[35]。但是，永興洞石筍記錄的DO18事件呈現出季風快速增強、緩慢減弱的“倒三角形”變化模式，形態上與格陵蘭冰芯記錄的MIS 3階段典型的千年尺度DO事件結構相類似[1, 41]。這種DO18事件結束時低緯季風減弱比高緯降溫較為緩慢的變化特征表明低緯水文環流與北高緯溫度的不同響應。DO18事件結束時AMOC緩慢減弱的變化 (231Pa/230Th值緩慢增加) 可能是控制低緯季風強度緩慢減弱的重要因素。231Pa/230Th值在約64.1～62.6 ka持續增加[39]，與永興洞石筍記錄的～64.5-63.0 ka時間段內DO18事件結束過程較為一致，二者均體現出DO18結束時間長達1 500 a的緩慢變化特征。此外，Cariaco盆地沉積巖芯反照率顯示出相似的緩慢增加變化過程，說明此時期ITCZ緩慢南移[7]。這些證據表明DO18事件結束時AMOC逐步減弱可能引起ITCZ緩慢南移，造成東亞季風緩慢減弱。另外，太陽輻射和南半球溫度變化一定程度上也調控著季風變化。DO18事件結束時太陽輻射處于快速增大時期[42]，對于季風的快速減弱起到阻礙作用，延緩了季風減弱的發生過程。南極區域相對應的降溫變化表明來自南半球的越赤道氣流增強[43-44]，較多的水汽輸送到亞洲季風區，同樣減緩了季風減弱的變化。北高緯DO18事件快速結束可歸結為AMOC減慢在北大西洋區域會引起冬季海冰的快速擴張，促使格陵蘭溫度快速下降[45]。類似地，這種高、低緯不同氣候變化模式在末次冰消期DO1事件向YD事件轉型中也尤為顯著。東亞季風區與西太平洋暖池邊緣的石筍記錄均顯示此轉型過程異常緩慢[46-50]，顯著不同于格陵蘭冰芯記錄的快速轉型過程。盡管淡水注入北大西洋導致AMOC減弱，但是高低緯對AMOC減弱的響應模式存在顯著差異[49]。

全球CH4濃度的變化與格陵蘭溫度及亞洲季風強度在MIS4階段顯示出相似的千年尺度變化 (圖5)。CH4濃度在65.05～64.36 ka增加了約70×10-10，對應于DO18事件發生[35](圖5b)。大氣CH4變化的主要源區為赤道和北方地區的濕地[51]，其變化主要受源區變化控制[52-53]。現代衛星監測顯示北高緯溫度變化和低緯區域水體平面變化是控制濕地CH4釋放的主要因素[54]。對于北高緯，溫度變化通過改變泥炭的沉積速率，凍土層的融化和凍結以及季節性的冰雪覆蓋影響著甲烷的釋放。模擬研究表明格陵蘭間冰階時因溫度升高可造成北方濕地釋放的CH4加倍[55]，因此DO18事件時北高緯升溫是CH4釋放量增加的重要因素。但是，CH4記錄的DO18事件的持續時間 (～690 a) 要顯著長于格陵蘭冰芯記錄(～360 a)(圖5)，暗示其他源區對于大氣CH4信號的改變。DO18事件時亞洲夏季風顯示出持續時間長達1 500 a的增強變化，季風水文循環的增強可能通過擴大濕地面積 (增加土壤微生物范圍) 而加大CH4釋放量。CH4記錄的DO18事件的持續時間界于格棱蘭和亞洲季風記錄之間，表明亞洲季風對DO18事件時全球CH4的重要貢獻以及間接證實了季風區DO18事件較長的持續時間。

為了研究MIS4大冰蓋時期石筍記錄的亞洲季風在短時間尺度上的波動特征，對YX274石筍δ18O序列進行功率譜分析 (圖7)。結果顯示，在90%置信度水平上分別有208 a、150 a、52 a和14～12 a的變化周期，分別接近于太陽活動的207 a (deVries周期)、149 a、57 a和11 a的太陽黑子活動周期[56]，可能說明太陽活動控制著東亞夏季風短尺度氣候波動。重要的是，年際尺度的高分辨率YX274記錄證實在大冰蓋時期太陽黑子活動的11 a周期仍然控制著季風的震蕩。此外，全新世亞洲季風典型的3個百年尺度主周期 (～80 a、～200 a和～340 a)，在冰蓋較大的MIS4階段僅有～200 a的波動周期存在。如果全新世的百年尺度周期是由太陽活動和大洋環流共同引起[57]，那么冰蓋較大時期缺少百年尺度太陽活動周期可能與AMOC的微弱變化有關[16]。

圖7 石筍YX274 δ18O功率譜分析圖Fig.7 Spectral analysis of stalagmite YX274 δ18O record The 90% confidence level is labeled by dotted line

3 結論

(1) 湖北永興洞石筍高精度230Th年齡和高分辨率δ18O數據，重建了DO18事件附近東亞夏季風千年—數百年尺度的演化歷史。永興洞YX55和YX46石筍δ18O記錄[8]顯示在64.7±0.3 ka時系統偏負達1.5‰，表明在MIS4階段亞洲區域確實經歷了DO18季風增強事件。同時，YX274石筍δ18O在63.6～63.0 ka時段整體負偏的特征也進一步證實DO18期間季風增強變化。

(2) 石筍δ18O記錄的DO18事件與格陵蘭冰芯快速升溫事件在測年誤差范圍內發生時間一致。所不同的是，DO18季風增強事件結束時間長達1 500 a，顯著長于格陵蘭冰芯記錄的降溫變化期(～60 a)。

(3) 東亞季風DO18事件快速開始、緩慢結束的變化模式與AMOC變化高度耦合，證實AMOC對于千年尺度DO事件的重要控制作用。YX274石筍δ18O記錄精確標定DO18事件的結束時間和轉型特征。功率譜分析結果顯示在MIS4大冰蓋時期東亞夏季風在百年至十年尺度的氣候波動仍受太陽活動控制。