漓江流域末次冰期以來氣候環(huán)境變化研究進展

殷建軍, 汪智軍, 唐偉, 藍高勇, 李建鴻

自然資源部/廣西巖溶動力學重點實驗室, 中國地質科學院巖溶地質研究所, 廣西桂林, 541004

內容提要: 為更好地認識漓江流域過去氣候環(huán)境變化，更好服務于漓江流域未來氣候環(huán)境預測、生態(tài)環(huán)境建設及資源環(huán)境可持續(xù)發(fā)展，本文對漓江流域末次冰期以來的氣候環(huán)境研究現狀進行了總結和綜述。總結了年代學、現代過程研究、古氣候環(huán)境重建和古人類演化方面的進展及存在的問題，并對下一步的研究方向進行了分析和探討。希望能促進華南地區(qū)過去氣候環(huán)境變化研究，并對經濟社會可持續(xù)發(fā)展提供借鑒和參考，助力桂林可持續(xù)發(fā)展創(chuàng)新示范區(qū)建設。

漓江屬于珠江流域西江水系，發(fā)源于南嶺之一——越城嶺主峰貓兒山，在廣西東北部依次流經興安縣、靈川縣、桂林市區(qū)、陽朔縣，在平樂縣平樂鎮(zhèn)與荔浦河、恭城河匯合稱為桂江。漓江全長214 km，流域面積5857.42 km2。漓江流域為亞熱帶濕潤季風氣候，雨熱同期。年平均氣溫在19 ℃左右，年平均降水近1900 mm。

漓江流域位于華南地區(qū)北部、以其獨特的巖溶地貌而聞名(圖1)。復式向斜等構造塑造了漓江流域的地貌框架， 外源水和雨水塑造著灰?guī)r地貌的形態(tài)結構，季風氣候的雨熱同期則加速了巖溶地貌的塑造，新生代的構造抬升塑造了高聳的峰林峰叢，各種地質營力的共同作用下形成了漓江流域形態(tài)各異的孤峰、連片的峰叢。對于漓江流域巖溶地貌的形成時間，不同學者有著不同的認知，如對于漓江流域峰林平原形成時間主要有3種認識：中、晚三疊世至早侏羅世(劉金榮, 1995)，晚白堊世(陳治平和劉金榮, 1980; 鄧自強等, 1988)和古近紀—新近紀(楊鐘健, 1935; 曾昭璇, 1982; 龔興寶, 1985; 朱學穩(wěn), 1991a, b, c)。特別是缺少確切的化石和年代學數據，導致對進一步的認知帶來了很大的困難。本文主要探討漓江流域末次冰期(距今約70 ka)以來的氣候環(huán)境演變過程，主要基于以下考慮：① 目前漓江流域已發(fā)現最早的古人類化石為距今約35 ka BP(王令紅等, 1982)，但周邊的古人類遺址卻顯示，至少80 ka BP就已經有現代人生存(Liu Wu et al., 2015)，因此，末次冰期以來的氣候環(huán)境重建有助于理解人類對氣候環(huán)境的適應；② 華南地區(qū)末次冰期以來氣候記錄相對不多，漓江流域末次冰期以來的氣候研究可以促進對該地區(qū)氣候變化的認識；③ 華南地區(qū)未來氣候環(huán)境將如何演變，末次冰期以來的氣候環(huán)境演變可以提供借鑒和參考。基于上述考慮，本文對漓江流域末次冰期以來的氣候環(huán)境演變進行綜述，希望能促進漓江流域的氣候環(huán)境變化研究，并對生態(tài)環(huán)境可持續(xù)發(fā)展提供借鑒和參考。

1 年代學研究

年代學是氣候環(huán)境演變研究的基礎。漓江流域巖溶環(huán)境有著其特殊性，如灰?guī)r質純，非碳酸鹽物質較少，可定年物質相對較少；巖溶高度發(fā)育，地表物質容易流失，地下漏失嚴重；灰?guī)r地層鈾含量低，次生化學沉積物定年困難。這些因素一定程度限制了漓江流域的年代學研究工作，也影響了氣候環(huán)境重建工作的開展。

圖1 漓江流域現代監(jiān)測研究點、地質載體和古人類遺址分布圖[基于2004年桂林市行政區(qū)域圖繪制， 研究洞穴：響水洞 據Zhang Meiliang et al., 2004, 豐魚巖 據Li Hongchun, 2017, 水南洞 據Zhang Meiliang et al., 2006, 茅茅頭大巖和盤龍洞 據Yin Jianjun et al., 2019, 硝鹽洞 據殷建軍等, 2017；古人類遺址：寶積巖 據王令紅等, 1982, 轎子巖、大巖、甑皮巖、廟巖和父子巖數據來源于甑皮巖國家考古遺址公園, 曉錦遺址 據廣西壯族自治區(qū)文物工作隊, 資源縣文物管理所, 2004，福巖洞 據Liu Wu et al., 2015; 泥炭：西南村 據周建超等, 2015, 會仙 據汪良奇等, 2014; 樹輪：靈田 據Cai Qiufang et al., 2018]Fig.1 Distribution of the monitored caves, the researched geological records and Hominid sites around Lijiang River Basin [the figure was redrawn based on the administrative map of Guilin 2004. Researched caves: Xiangshui Cave (Zhang Meiliang et al., 2004), Fengyu Cave (Li Hongchun et al., 2017), Shuinan Cave (Zhang Meiliang et al., 2006), Maomaotou Big Cave and Panlong Cave (Yin Jianjun et al., 2019), Xiaoyan Cave (Yin Jianjun et al., 2017&); Hominid sites: Baoji Cave (Wang Linghong et al., 1982&), the data of Jiaozi Cave, Big Cave, Zengpi Cave, Miao Cave and Fuzi Cave were from Zengpi Cave National Archeological Park, Xiaojin hominid site (The Archaeological Team of the Guangxi Zhuang municipality and Cultural Relic Management Institute of Ziyuan County, 2004&), Fuyan Cave (Liu Wu et al., 2015); Peat: southwest village (Zhou Jianchao et al., 2015&), Huixian (Wang Liangqi et al., 2014&); Tree ring: Lingtian (Cai Qiufang et al., 2018)]

漓江流域系統(tǒng)年代學研究工作開始于20世紀70～80年代，主要的測年技術有14C測年和鈾系測年法。從14C測試結果來看，主要分布在3個時間段：中晚全新世(8.2 ka BP以來)、早全新世(11.7～8.2 ka BP)和20～38 ka BP。中晚全新世的測年材料主要為穴珠、石筍、石幔等洞穴沉積物(朱學穩(wěn)等, 1988)，以及泥炭和碳化木等(涂水源等, 1988)，早全新世的研究主要是針對甑皮巖考古遺址，測年材料主要為洞穴鈣板、螺螄殼和木炭等(中國社會科學院考古研究所等, 2003)，而20～38 ka BP的測年材料主要有洞穴石筍(袁道先等, 1999)、鈣板、鈣華和蓮花盆等(仇士華等, 1990; 朱學穩(wěn)等, 1988)以及洞外的泥炭、碳化木和黏土等(涂水源等, 1988)。雖然測試結果存在以下缺陷：① 未考慮“死碳”的影響；② 測試材料更多帶有普查性質，采樣有一定隨機性；③ 傳統(tǒng)14C測年方法限制，測年極限為38 ka BP左右。但取得了一些有益的進展：① 通過對現代樹木、稻米、竹和草等植被的14C測試，證明了巖溶區(qū)陸生植被的14C年齡是可靠的(仇士華等, 1990)；② 通過對現代螺螄、蚌和水草的14C測試，證明了巖溶區(qū)水生生物及水生植物的生長受到巖溶水“死碳”的影響(仇士華等, 1990)。而這對巖溶碳匯的準確估算有著一定的參考意義；③ 洞穴穴珠多為潛水面附近流水擾動形成的核形石(翁金桃和茹錦文, 1982)，14C結果佐證了穴珠形成的氣候相對比較濕潤(朱學穩(wěn)等, 1988; 仇士華等, 1990)，因此，洞穴底板中穴珠層可以作為濕潤氣候的標志層； ④ 甑皮巖鈣華板、螺螄殼和木炭等14C測年結果雖存在一些差異，但共同確定了甑皮巖遺址的年代，使之成為華南地區(qū)史前考古的重要遺址； ⑤ 基于AMS14C年齡，在桂林盤龍洞1號石筍首次發(fā)現了華南地區(qū)發(fā)生的“新仙女木事件”(Li Bin et al., 1998)。⑥ 漓江流域地下水和泉水14C數據揭示了隨深度增加，地下水年齡增大，對巖溶水地下水的循環(huán)研究有一定參考意義(仇士華等, 1990)。

鈾系年代學主要是對巖溶次生化學沉積物開展研究，同樣開始于20世紀70～80年代。原中國科學院地質研究所和原地礦部南海地質調查指揮部實驗室分別對桂林茅茅頭大巖石筍進行了鈾系年代學測試(溫孝勝和葉華東, 1985; 趙樹森等, 1986)，二者結果相互驗證，證明了測試方法的可靠；但同時也發(fā)現漓江流域洞穴石筍鈾含量普遍偏低(<0.05×10-6)。隨后，中國地質科學院巖溶地質研究所、美國明尼蘇達大學等單位對漓江流域的洞穴石筍進行了大量的測試和研究工作，取得了過去200 ka以來多個鈾系年齡數據(袁道先等, 1999; Zhang Meiliang et al., 2004; Cosford et al., 2008; Li Hongchun et al., 2017)。但由于石筍鈾含量太低，以及巖溶強烈發(fā)育，多數樣品相對“較臟”[n(230Th)/n(232Th)值低]，一定程度地限制了鈾系年代學在漓江流域的應用。

熱釋光方法對桂林甑皮巖出土陶片的研究發(fā)現，甑皮巖出土的陶片年代分布在6.99～10.37 ka BP之間，與14C年齡相互驗證(王維達, 1984)。但由于巖溶區(qū)可用于熱釋光測年的材料相對匱乏，該方法并沒有廣泛的應用。近兩年，對桂林南圩盆地河湖相沉積物開展的光釋光測年研究(未發(fā)表數據)，驗證了光釋光方法對巖溶區(qū)河湖相沉積物測年的可行性。這為漓江流域各級河流階地研究提供了可行的年代學研究方法。另外，隨著26Al/10Be埋藏測年方法的發(fā)展，可以對洞穴河流相碎屑沉積物進行測年，測年范圍可以達到0.1～5.0 Ma(Granger and Muzikar, 2001)。這為漓江流域不同高程各級洞穴及地貌演化的研究提供了可能的年代學方法。

圖2 桂林茅茅頭大巖內部帶溫度變化與桂林年均氣溫對比(1980～1981年數據來源于朱學穩(wěn)等, 1988; 桂林年平均溫度來源于http://data.cma.cn/)Fig. 2 Comparison of air temperature in inner part of Maomaotou Big Cave and annual mean temperature of Guilin (the data of cave temperature in inner part between 1980 and 1981 is sourced from Zhu Xuewen et al., 1988&; the annual mean temperature of Guilin is sourced from http://data.cma.cn/)

2 現代過程研究

“將今論古”是古氣候研究的基本方法，古氣候環(huán)境指標的解譯基于指標與現代氣候環(huán)境要素的關系。漓江流域的現代過程研究開始于20世紀70～80年代，中國地質科學院巖溶地質研究所在國內率先開展洞穴氣候觀測。發(fā)現洞穴存在過渡帶和內部帶，洞穴內部帶相對穩(wěn)定，其氣溫與桂林市多年平均氣溫接近，與洞穴頂板厚度成反相關(朱學穩(wěn)等, 1988)。對比桂林茅茅頭大巖1980～1981年與2013年以來內部帶氣溫數據(圖2)，發(fā)現二者在誤差范圍內是一致的，但2013年以來的氣溫相對略有下降(1980～1981年平均氣溫為19.24±0.61℃，2013年以來平均氣溫為18.91±0.49℃)，這種氣溫下降的現象在桂林陽朔盤龍洞同樣存在(張美良等, 2017)。但從圖2可以看到桂林年平均氣溫處于逐步上升狀態(tài)，2010年代較1980年代平均氣溫升高了1.1℃，這可能與漓江流域植被恢復有一定的關系(圖3; 覃家科等, 2005; Yin Jianjun et al., 2019)。同時茅茅頭大巖相對更厚的頂板，導致內部帶溫度變幅相對更小。植被恢復還有一個重要的影響，那就是土壤和洞穴空氣CO2濃度以及滴水p(CO2)的升高(張美良等, 2017)，進而帶來巖溶作用的增強和滴水形成的碳酸鈣沉積的增加(張美良等, 2017)。這個過程可以被洞穴石筍δ13C記錄到(Yin Jianjun et al., 2019)。

桂林盤龍洞洞穴CO2監(jiān)測發(fā)現一個很有意思的現象，那就是暴雨后洞穴CO2會出現一個突然的升高，升幅可以達到1～2倍(張美良等, 2017)。這主要是因為暴雨前土壤CO2濃度/含量較高，暴雨的快速下滲和運移，將土壤CO2快速擠壓，進入洞穴，而盤龍洞為相對封閉洞穴，空氣交換相對較慢，導致了洞穴空氣CO2的快速升高。因此，高分辨率的洞穴CO2監(jiān)測，可以為洞穴滴水響應大氣降水提供參考，而CO2變化記錄的響應時間為洞穴滴水對大氣降水的最短響應時間。洞穴空氣中的溶蝕試片實驗證實了洞穴空氣存在侵蝕性(朱學穩(wěn)等, 1988; 張美良等, 2017)，洞穴CO2結合空氣中的水汽，形成的懸浮態(tài)、漂浮態(tài)碳酸對洞穴內部基巖和形成的次生化學沉積物存在侵蝕作用。這也是洞穴內部基巖和次生化學沉積物風化的重要原因之一。

圖3 桂林西北郊光明山植被對比(修改自Yin Jianjun et al., 2019;照片a拍攝于1980年代，拍攝日期不詳，照片b拍攝于2020年9月1日)Fig.3 Variation of vegetation cover above Guangming Mountain (modified from Yin Jianjun et al., 2019;picture a and b were shot on 1980s and September 1st, 2020, respectively)

洞穴滴水示蹤和高分辨率的滴水監(jiān)測，確定桂林丫吉硝鹽洞XY5滴水雨季對大氣降水的響應時間小于48 h，一些強降水事件，響應時間甚至小于4 h，并且雨季日降水量大于16.3 mm就可以形成徑流，在洞穴滴水被監(jiān)測到(殷建軍等, 2017)。洞穴滴水的水溫可以作為滴水對大氣降水響應的示蹤劑(殷建軍等, 2017)。大氣降水和洞穴滴水δ18O的監(jiān)測，同樣可以確定洞穴滴水對大氣降水的響應時間，如桂林盤龍洞內部帶滴水點對大氣降水的響應滯后3～4個月(覃嘉銘等, 2000a)，而茅茅頭大巖不同的滴水點、不同季節(jié)對降水響應滯后時間為不到1個月到半年不等(Yin Jianjun et al., 2020)。

漓江流域大氣降水δD和δ18O月分辨率的監(jiān)測始于1983年，一直持續(xù)到1998年(劉東生等, 1987; 李彬等, 2000a; 覃嘉銘等, 2000a; 涂林玲等, 2004)。之后從2010年開始，進行了場雨尺度的監(jiān)測，并持續(xù)到現在。多年的監(jiān)測，取得了以下進展：① 建立了漓江流域的大氣降水線(劉東生等, 1987; 涂林玲等, 2004)，且不同年份大氣降水線存在差異，如δD = 8.9δ18O + 20 (1983～1985, 數據以SMOW標準給出, 劉東生等, 1987)，δD = 8.42δ18O + 16.28 (1983～1998, 數據以SMOW標準給出, 涂林玲等, 2004)，δD = 8.87δ18O + 15.49 (2010年, 數據以V-SMOW標準給出, 吳夏等, 2013)和δD = 8.89δ18O + 18.58 (2008～2012，數據以V-SMOW標準給出, 張美良等, 2017)。這主要是與夏季風強弱變化和熱帶輻合帶(ITCZ)的南北移動有關(Cai Zhongyin et al., 2018; Ruan Jiaoyang et al., 2019)。 ②大氣降水δD和δ18O有明顯的季節(jié)變化，雨季偏負，旱季偏正，這主要是與水汽來源變化有關(李彬等, 2000a)。 ③ 降水δ18O年平均值與夏季風降水量及夏季風降水量與年降水量的比值呈顯著負相關(覃嘉銘等, 2000a)，反映夏季風強度和夏季風降水量是年大氣降水δ18O的控制因素。進一步的研究發(fā)現，年際尺度上漓江流域大氣降水δ18O主要受到夏季風強度和厄爾尼諾—南方濤動(ENSO)影響，而降水量則受到西太副高強度變化影響(Yin Jianjun et al., 2020)。 ④ 場雨尺度，大氣降水δ18O主要受控于水汽來源(Zhang Meiliang et al., 2015; Yin Jianjun et al., 2020)。

洞穴滴水及現代沉積物δ18O的監(jiān)測則顯示，洞穴滴水與現代沉積物δ18O呈現同步變化特征(覃嘉銘等, 2000a; 張美良等, 2017)。常年性快速滴水表現出明顯的季節(jié)性，而常年性慢速滴水表現出一定的趨勢性，而季節(jié)性滴水則主要響應雨季降水δ18O變化(殷建軍等, 2017; 張美良等, 2017)。對于強降水事件，洞穴滴水δ18O及其他化學指標可以準確捕捉到(Wu Xia et al., 2018; Yin Jianjun et al., 2020)。茅茅頭大巖洞口附近兩個滴水點，雖然受到通風的影響，但洞穴現代沉積物δ18O仍主要反映大氣降水δ18O的信息(Yin Jianjun et al., 2020)。洞穴滴水及沉積物δ13C的監(jiān)測則顯示，滴水和沉積物δ13C主要受控于土壤CO2產率和運移過程，受到溫度、降水、植被覆蓋、含水層水文過程和洞穴脫氣等多種因素影響(Wu Xia et al., 2015; 張美良等, 2017)，需要對不同洞穴、不同滴水點進行具體分析。

3 過去氣候環(huán)境變化研究

漓江流域在過去氣候變化重建方面取得了一定進展，但受限于年代學，末次冰期以來的氣候變化研究仍存在一定的局限性。目前，已經在樹輪、泥炭、孢粉和洞穴石筍方面取得較大的研究進展。

圖4 桂林年均降水量與靈田鎮(zhèn)樹輪α-纖維素δ18O、盤龍洞PL4石筍δ18O對比: (a) 桂林年均降水(數據來源于http://data.cma.cn/); (b) 靈田鎮(zhèn)樹輪α-纖維素δ18O (據Cai Qiufang et al., 2018); (c) 盤龍洞PL4石筍δ18O (據Yin Jianjun et al., 2019)Fig. 4 Comparison of tree ring α-cellulose δ18O from Lingtian town, δ18O of stalagmite PL4 from Panlong Cave and annual mean precipitation of Guilin: (a) annual mean precipitation of Guilin(data from http://data.cma.cn/); (b) tree ring α-cellulose δ18O from Lingtian town (from Cai Qiufang et al., 2018); (c) δ18O of stalagmite PL4 from Panlong Cave (Yin Jianjun et al., 2019)

3.1 樹輪

桂林靈川縣靈田鎮(zhèn)馬尾松樹輪寬度和α-纖維素δ18O與水文氣候指標的顯著相關關系，表明漓江流域利用馬尾松重建過去水文氣候的可能性(段丙闖和蔡秋芳, 2017; Cai Qiufang et al., 2018; 蔡秋芳等, 2019)。靈田鎮(zhèn)馬尾松α-纖維素δ18O與當地雨季降水及相關指數顯著負相關(Cai Qiufang et al., 2018)。而樹輪寬度與7月標準化降水—蒸散發(fā)指數(SPEI)顯著正相關(段丙闖和蔡秋芳, 2017)，因此，綜合了樹輪寬度和α-纖維素δ18O能更好地重建當地5～11月SPEI(蔡秋芳等, 2019)。對比桂林年均降水、靈田鎮(zhèn)馬尾松α-纖維素δ18O和桂林盤龍洞PL4石筍δ18O之后發(fā)現，靈田鎮(zhèn)馬尾松α-纖維素δ18O和桂林盤龍洞PL4石筍δ18O可以很好地反映桂林年代際降水變化(圖4； Cai Qiufang et al., 2018; Yin Jianjun et al., 2019)。如20世紀50年末～60年代初和80年代降水相對較少的時段，α-纖維素δ18O相對偏輕和石筍δ18O相對偏重，而20世紀50年代初、70年代和90年代降水相對較多時段，α-纖維素δ18O相對偏重和石筍δ18O相對偏輕(圖4)。

3.2 孢粉

桂林甑皮巖古人類遺址剖面孢粉分析揭示漓江流域存在3個植被演替階段，分別為疏樹植被階段、闊葉植物為主的針闊混交林階段和針葉植物為主的針闊混交林階段(王麗娟, 1989)，分別對應早全新世、中全新世和中全新世晚期—晚全新世，3階段氣候特征分別為溫濕偏涼、暖熱潮濕和溫暖稍干(王麗娟, 1989)。甑皮巖剖面揭示漓江流域氣溫和降水在早中晚全新世呈現先升高后降低的過程，這與全球氣溫變化是一致的(Marcott et al., 2013)。桂林響水洞X1石筍δ18O指示夏季風自6 ka BP以來逐步減弱(Zhang Meiliang et al., 2004)，夏季風的減弱導致漓江流域降水的逐漸減少(覃嘉銘等, 2000a)。桂林西南村松屬孢粉比例自6 ka BP以來呈現增加的趨勢(周建超等, 2015)，這與甑皮巖剖面記錄的是一致的。可能響應了全球氣溫降低、夏季風逐漸減弱和降水逐漸減少的過程(圖5)。但總體而言，氣候變化并沒有改變漓江流域中亞熱帶常綠闊葉林的植被面貌(王偉銘等, 2019)。

圖5 30°S～30°N溫度距平、桂林響水洞X1石筍δ18O與桂林西南村松屬百分比對比： (a) 30°S～30°N溫度距平(據Marcott et al., 2013); (b) 響水洞X1石筍δ18O (據Zhang Meiliang et al., 2004); (c) 西南村松屬百分比(據周建超等, 2015)Fig. 5 Comparison of temperature anomaly between 30°S and 30°N, δ18O of stalagmite X1 from Xiangshui Cave and percent of Pinus pollen in profile of Xinan village： (a) temperature anomaly between 30°S and 30°N (from Marcott et al., 2013); (b) δ18O of stalagmite X1 from Xiangshui Cave (from Zhang Meiliang et al., 2004); (c) percent of Pinus pollen in profile of Xinan village (from Zhou Jianchao et al., 2015&)

高分辨率孢粉記錄揭示，中世紀暖期(900～1200 AD)漓江流域溫暖濕潤，小冰期(1200～1570 AD)氣候涼干(周建超等, 2015; 覃軍干等, 2016)。但由于年代學和分辨率方面的問題，不同記錄對這兩個氣候階段的認識存在一些差異(覃嘉銘等, 2000b; Zhang Meiliang et al., 2004; 周建超等, 2015; 覃軍干等, 2016; Li Hongchun et al., 2017)，需要更高精度和分辨率的記錄來解決。桂林西南村剖面在0.75～0.38 ka BP出現疑似栽培水稻花粉和蔬菜十字花科植物花粉，同時常綠櫟花粉含量持續(xù)下降，指示了該地森林遭到破壞，農業(yè)種植得到擴張，并導致山地水土流失加劇，是當地石漠化過程的開始(周建超等, 2015)。桂林豐魚巖F4石筍δ13C同樣記錄了一次石漠化過程(覃嘉銘等, 2000b)。此次石漠化過程始于1790年，雖然當時的降水量相對較高，但由于當地人口的增長，以及氣溫相對偏低(Ge et al., 2013)，在自然和人為雙重壓迫下，當地植被遭到持續(xù)破壞，石筍δ13C表現出逐步偏重的變化(圖6; 覃嘉銘等, 2000b)。

圖6 中國溫度距平與桂林豐魚巖F4石筍δ18O和δ13C對比: (a) 中國溫度距平 (據Ge et al., 2013); (b) 豐魚巖F4石筍δ18O記錄 (據覃嘉銘等, 2000b); (c) 豐魚巖F4石筍δ13C記錄 (據覃嘉銘等, 2000b)Fig. 6 Comparison of China temperature anomaly with δ18O and δ13C records of stalagmite F4 from Fengyu Cave: (a) China temperature anomaly (from Ge et al., 2013); (b) δ18O record of stalagmite F4 (from Qin Jiaming et al., 2000b&); (c) δ13C record of stalagmite F4 (from Qin Jiaming et al., 2000b&)

3.3 泥炭

多個泥炭記錄顯示漓江流域峰林平原泥炭有兩個明顯的發(fā)育期，分別為6 ka BP左右(朱學穩(wěn)等, 1988; 汪良奇等, 2014; 周建超等, 2015; 王偉銘等, 2019)和MIS3階段(朱學穩(wěn)等, 1988; 涂水源等, 1988)。桂林西南村埋深4～4.5 m的泥炭年齡為6.40±0.12 ka BP，桂林火車南站南西側埋深11.1～11.3 m泥炭年齡為6.13±0.09 ka BP(朱學穩(wěn)等, 1988)，6.40 ka BP左右桂林會仙濕地開始有湖相沉積(汪良奇等, 2014)，龍勝大平塘泥炭發(fā)育于距今5.5 ka BP(王偉銘等, 2019)。這期泥炭的發(fā)育對應漓江一級階地的形成(桂林臨桂路口漓江一級階地底部碳化木年齡為6.85±0.19 ka BP; 涂水源等, 1988)。而MIS3階段泥炭發(fā)育期對應漓江二級階地的形成，桂林三里店原三磚廠和五里店烏石山漓江二級階地埋藏碳化木和泥炭層年齡分別為32.78±0.13 ka BP和34.50±1.5 ka BP(涂水源等, 1988)。因此，漓江流域泥炭的形成演化伴隨著漓江階地形成和發(fā)育，反映了漓江流域水系的演化及峰林平原水環(huán)境的變化。漓江作為區(qū)域侵蝕基準面，在MIS3階段和全新世中期發(fā)育階地，說明當時降水量較豐富，與這兩個時段夏季風相對偏強是對應的。

3.4 洞穴石筍

汪訓一(1985)率先在國內開展石筍年代學、碳氧穩(wěn)定同位素氣候變化重建工作。隨后，桂林洞穴石筍古氣候研究主要集中在兩個時段：近現代和過去200 ka以來。近現代石筍的研究發(fā)現，漓江流域的石筍δ18O響應了大尺度氣候環(huán)流信號(殷建軍和唐偉, 2016)。年代際尺度上，石筍δ18O能夠反映當地的降水變化，表現為降水量相對偏多/少，石筍δ18O相對偏負/偏正(Yin Jianjun et al., 2019)。東亞夏季風偏強、拉尼娜(La Nia)態(tài)和太平洋十年濤動(PDO)為負相位時，當地降水量偏多，降水δ18O偏負；東亞夏季風偏弱、厄爾尼諾(El Nio)態(tài)和PDO為正相位時，當地降水量偏少，降水δ18O偏正(Yin Jianjun et al., 2019)。

桂林過去200 ka以來的石筍研究可以分為2個階段：2000年以前，以指標探索為主；2000年以后，以高分辨率氣候重建為主。指標探索方面，開展了δ18O古溫度重建(Qin Jiaming, 1996)，石筍沉積學研究(Lin Yushi et al., 1996; 張美良等, 1999, 2000)，碳氧同位素指示意義探索(李彬, 1994; 覃嘉銘等, 2000a)，石筍發(fā)光特性研究(李彬等, 1997)，洞穴沉積物古地磁記錄和石筍元素比值氣候環(huán)境指示意義(李彬等, 1998, 2000b; 袁道先等, 1999)以及石筍中“新仙女木事件”的發(fā)現(Li Bin et al., 1998)等等。高分辨率氣候重建方面，開展了桂林盤龍洞1號石筍的高分辨率重建(Yuan Daoxian et al., 1997; 袁道先等, 1999)，桂林響水洞1號和3號石筍的50 ka BP以來的氣候重建(Zhang Meiliang et al., 2004; Cosford et al., 2008)，桂林水南洞1號石筍140～250 ka BP間氣候重建(Zhang Meiliang et al., 2006)，桂林豐魚巖過去65 ka BP以來氣候變化重建(Li Hongchun et al., 2017)。取得的主要進展有：

(1)獲得了過去65 ka BP以來連續(xù)的高分辨率δ18O記錄(圖7；Zhang Meiliang et al., 2004; Cosford et al., 2008; Li Hongchun et al., 2017; 說明：圖7中石筍X1和X3年代作者采用COPRA年代模型重新建立; Breitenbach et al., 2012)。

(2)重建的石筍δ18O記錄可與中國南方集成石筍δ18O記錄進行對比(Cheng Hai et al., 2016)，6次海因里希事件(Heinrich event)均被漓江流域石筍δ18O記錄到，說明漓江流域氣候對區(qū)域及全球氣候響應的一致性。

(3)雖然盤龍洞1號石筍沉積學特征確認了“新仙女木事件”在當地的存在(Li Bin et al., 1998)，但豐魚巖F1石筍δ18O和δ13C記錄并沒有顯著響應(Li Hongchun et al., 2017)，這中間到底是什么原因，需要高精度和分辨率的記錄來進一步研究。

(4)9.5 ka BP左右，豐魚巖F1石筍δ18O和δ13C異常偏負(Li Hongchun et al., 2017)，這在其他記錄中是沒有的，到底是什么原因需要進一步的驗證。

圖7 中國南方集成石筍記錄與漓江流域集成石筍記錄對比： (a) 中國南方集成石筍δ18O記錄 (據Cheng Hai et al., 2016); (b) 漓江流域石筍δ18O z-score標準化記錄(其中X1, X3和F1分別來源于Zhang Meiliang et al., 2004; Cosford et al., 2008和Li Hongchun et al., 2017)Fig. 7 Comparison of the composite δ18O records of South China and Lijiang River Basin： (a) composite δ18O record of South China (from Cheng Hai et al., 2016)； (b) composite and z-score δ18O record of Lijiang River Basin (data of X1, X3 and F1 are sourced from Zhang Meiliang et al., 2004; Cosford et al., 2008 and Li Hongchun et al., 2017, respectively)

4 古人類演化研究

目前已知漓江流域最早的古人類為居住在桂林寶積巖的“寶積巖人”(王令紅等, 1982)，距今約35 ka(中國社會科學院考古研究所, 1991)。洞穴古人類遺址發(fā)掘發(fā)現，漓江流域古人類洞穴居住歷史一直延伸到4.5 ka BP(桂林臨桂大巖遺址；圖8)。漓江流域古人類演化與氣候環(huán)境的關系我們已經進行過闡述(殷建軍等, 2019)，在此不再贅述。本文重點闡述兩個時間段：MIS3階段和全新世中期。前面分析可知，MIS3階段，漓江二級階地形成和發(fā)育，漓江流域普遍發(fā)育泥炭。相對溫和的氣溫，適宜的降水，為漓江流域古人類提供了豐富的食物來源和適宜的居住條件(殷建軍等, 2019)。如由于食物相對充沛，螺螄和河蚌并未進入漓江流域古人類的食譜(王令紅等, 1982)，但目前漓江流域MIS3階段古人類遺址只有寶積巖見諸報道，我們尚無法對漓江古水位進行探討，需更多的資料來進一步的研究。

在5 ka BP左右，父子巖古人類已經開始洞外生活。漓江流域以北的曉錦，洞庭湖流域古人類在約6.5 ka BP遷徙到此，在河谷地帶建立房屋，形成聚落(廣西壯族自治區(qū)文物工作隊和資源縣文物管理所, 2004)。桂林甑皮巖人在7 ka BP左右遷出，向南遷徙，可能與洞庭湖流域古人類入侵漓江流域有關(中國社會科學院考古研究所等, 2003)。父子巖遺址則提供了另外一種可能，那就是并非所有洞居古人類均遷徙去了南方，一部分人開始選擇洞外生活。但6 ka BP左右這一時間節(jié)點卻很關鍵，前面分析知道，漓江一級階地在6 ka BP左右形成和發(fā)育，漓江流域大面積發(fā)育泥炭。此時氣溫相對較高，降水豐富(圖8)。由于侵蝕基準面的抬升，或者強降水事件增加，甑皮巖等平原面附近的洞穴經常性淹水，已經不適合人類居住。那么選擇地勢相對較高、能夠遮風避雨的居住地就顯得尤為重要。“曉錦人”選擇不會淹水的低山丘陵地帶居住，并修建了房屋(廣西壯族自治區(qū)文物工作隊和資源縣文物管理所, 2004)，“父子巖人”選擇了高出平原面的父子巖，選擇巖廈和通風的父子巖穿洞作為居住地。這從另一個側面也驗證了漓江流域在6 ka BP左右降水相對今天更豐富。

圖8 過去40 ka以來氣候環(huán)境變化與漓江流域古人類演變(修改自殷建軍等, 2019)： (a) 全球氣溫距平 (據Bintanja et al., 2005); (b) 北半球冰量 (據Hao Qingzhen et al., 2012); (c) 全球海平面變化 (據Bintanja et al., 2005); (d) 東亞冬季風強度 (據Hao Qingzhen et al., 2012); (e) 亞洲夏季風指數 (據Wang Yongjin et al., 2001; Dykoski et al., 2005)Fig. 8 Evolution of human in Lijiang River Basin and the climate changes over the past 40 ka (modified from Yin Jianjun et al., 2019b&)： (a) global temperature anomaly (from Bintanja et al., 2005); (b) modelled Northern Hemisphere ice (from Hao Qingzhen et al., 2012); (c) global Sea level (from Bintanja et al., 2005); (d) East Asian winter monsoon index (from Hao Qingzhen et al., 2012); (e) Asian summer monsoon index (from Wang Yongjin et al., 2001; Dykoski et al., 2005)

綜上所述，漓江流域末次冰期以來的氣候變化研究取得了以下主要進展：① 重建了過去70 ka BP以來高分辨率的夏季風演變記錄，證明了漓江流域氣候與全球氣候變化的一致性；② 石筍、泥炭和孢粉記錄揭示，全新世中晚期以來，夏季風逐漸減弱，夏季風降水逐漸減少，表現為夏季風與降水的同步變化；③ 漓江一、二級階地的形成發(fā)育分別為中全新世和MIS3時期，反映了氣候變化與漓江流域水系演化的相關性；④ 漓江流域古人類演化與氣候變化存在一定的關聯性；⑤ 現代過程監(jiān)測揭示在年代際尺度，石筍δ18O可以揭示當地的降水變化； ⑥ 石漠化的形成及恢復過程可以被洞穴石筍δ13C監(jiān)測到。但受制于測年技術，百年及以下尺度氣候變化研究仍難以深入，氣候變化與水系演變、巖溶生態(tài)及人類活動耦合關系研究仍有待加強。

5 漓江流域古氣候環(huán)境研究展望

5.1 年代學方面

由于洞穴基巖鈾含量普遍較低，巖溶強烈發(fā)育，漓江流域洞穴石筍普遍存在鈾含量低，相對較“臟”的問題。針對上述問題，建議開展洞穴滴水230Th/232Th調查和監(jiān)測。由于漓江流域為北東向復式向斜、桂林弧形構造構成了漓江流域的構造格架(鄧自強等, 1988)，巖溶最發(fā)育，也即洞穴最發(fā)育部位基巖以泥盆系灰?guī)r為主，而泥盆系灰?guī)r鈾含量相對較低，導致洞穴石筍鈾含量的偏低。另外漓江流域在晚白堊世普遍覆蓋紅層和發(fā)育紅色溶積鈣礫巖(鄧自強等, 1988)。那么影響洞穴石筍年齡校正的關鍵參數初始n(230Th)/n(232Th)可能并非(4.4±2.2)×10-6，因此，更接近當地環(huán)境背景的初始n(230Th)/n(232Th)可以為漓江流域洞穴石筍鈾系測年提供更準確的年代校正。另外在洞穴調查中發(fā)現，漓江流域部分洞穴中發(fā)育有文石石筍，由于文石石筍鈾含量普遍較高，可以利用鈾系年代學方法測試得出準確可靠的年齡。

5.2 現代過程研究方面

現代降水δD和δ18O監(jiān)測已經取得很大進展。但仍需確定不同時間尺度上大尺度環(huán)流信號和局地氣候信號二者在降水δ18O中所占比例。如漓江流域降水的“量效應”在小時、月、季節(jié)和年際尺度被觀測到的(覃嘉銘等, 2000a; Zhang Meiliang et al., 2015; Yin Jianjun et al., 2020; 以及現在在開展的監(jiān)測工作)。而水汽來源在場雨尺度占有主導作用(Zhang Meiliang et al., 2015)，而大尺度環(huán)流(如夏季風、ENSO)在年際尺度及以上尺度對降水δ18O有顯著影響(Yin Jianjun et al., 2020)。因此，如何定量不同時間尺度兩種信號在降水δ18O中所起作用對于利用洞穴石筍、樹輪定量重建過去的水文氣候變化有著重要意義。目前正在開展的場雨尺度、月尺度降水以及不同區(qū)域降水δD和δ18O監(jiān)測研究，將有助于定量厘定這兩種信號的比例。多年的洞穴監(jiān)測，已經很大地促進了對洞穴石筍氣候環(huán)境指標的解譯。但仍需開展洞穴滴水對大氣降水響應時間、洞穴環(huán)境變化對洞穴沉積物的影響、洞穴上覆植被、土壤變化對洞穴滴水及洞穴沉積物的影響等研究，這些研究的開展將對洞穴石筍在水文、生態(tài)方面的研究擴展起到重要促進作用。

5.3 古氣候環(huán)境重建方面

受制于年代學方法，漓江流域古氣候環(huán)境重建方面仍存在不小的挑戰(zhàn)。根據對桂林南圩盆地開展的研究，光釋光測年方法及地貌演化研究可能是未來漓江流域古氣候環(huán)境重建的重要方向。漓江及支流的多級階地，不同高程分布的各級巖溶洼地、洞穴可能提供桂林巖溶地貌演化及氣候環(huán)境的關鍵信息，為恢復漓江流域的古水文、古地貌提供重要地質證據。另外，最近在漓江流域部分洞穴發(fā)現文石石筍，這些石筍鈾含量較高，適合高精度定年。在高精度年代學的基礎上，可以開展高分辨率、多指標的過去氣候變化重建工作。

5.4 古人類演化方面

漓江流域的古人類演化研究已經取得了很大的成就。但仍有以下問題亟待解決：

(1)35 ka BP以前漓江流域是否生活有古人類？如果有，生存方式和生活環(huán)境如何？距離漓江流域一百多千米的湖南道縣在距今80 ka以前就有現代人活動(Liu Wu et al., 2015)，理論上講，氣候環(huán)境相似的漓江流域也應該適合古人類生存，是沒有保存，還是還沒有找到，又或是之前根本就沒有古人類在此活動，需要進一步的考古發(fā)掘。

(2)漓江流域古人類遺址的年代學研究仍顯不足。受限于低鈾含量，鈾系測年方法受到很大的限制。未來可以嘗試改進采樣技術，在遺址文化層挑選干凈碳酸鹽樣品，并對測年方法進行適應性改進，提高鈾系測年精度，進而提高漓江流域古人類遺址的年代學研究。

致謝：本文所用氣象數據來源于中國氣象數據網(http://data.cma.cn/)。感謝臺灣大學李紅春教授、重慶工商大學周建超博士提供桂林豐魚巖F1石筍和桂林西南村泥炭孢粉數據。