石筍δ18O 揭示的亞洲夏季風變化及機制綜述

楊會會，周祐民，仲義，劉青松

1. 哈爾濱工業大學環境學院，哈爾濱 150006

2. 南方科技大學海洋科學與工程系，深圳 518055

3. 南方海洋科學與工程廣東省實驗室（廣州），廣州 511458

季風系統是大氣環流中季節變化最為顯著的環流系統，也是全球氣候系統的重要組成部分。季風異常往往會引起干旱、洪澇和其他極端天氣事件，對人類的生產生活產生重要影響。同時，季風區也是全球大氣運動能量和水汽的主要供應地，許多重要的天氣氣候現象也與季風活動密切相關[1]。因此，季風一直以來是大氣科學和氣候學研究中的重要課題。基于各種指標重建的亞洲古季風記錄，加深了人們對其演化及機制的理解。其中，石筍（Stalagmite）具有全球范圍內分布廣泛、單個石筍時間跨度長且連續性好、其U-Th 含量可進行精確測年等優勢，是重要的陸相氣候記錄載體[2]。20 世紀中期以來，隨著全球季風區石筍δ18O 數據的累積[3-8]，學界對石筍δ18O 古氣候意義的理解也逐漸加深。

目前，對石筍δ18O 的古氣候意義研究取得了重要進展，但是在不同時間尺度上，東亞夏季風和印度夏季風（也稱為南亞夏季風）區石筍δ18O 的相互關系和主要控制因素仍存在爭議。首先，在天文軌道時間尺度上，國內外學者普遍強調中低緯度地區石筍δ18O 變化的一致性，將其作為季風強度指標響應于歲差周期的變化。石筍δ18O 低值表示強季風期，而石筍δ18O 高值對應弱季風期[9-10]。考慮到我國西南季風區石筍δ18O 受ISM 主控，EASM 和ISM 在軌道尺度上共同響應于歲差周期的變化。其次，在格陵蘭冰芯末次冰期記錄中存在多個千年尺度上冷暖振蕩的氣候事件，即Dansgaard-Oeschger旋回（D-O 旋回）[11-12]，在D-O 旋回中又存在多期次的極冷時期， 即Heinrich 事件（ 又稱Heinrich Stadials 或者Heinrich 冰階）[13-14]。EASM 和ISM 區石筍δ18O 幾乎同時一致響應于Heinrich 事件[15-20]，但兩者響應Heinrich 事件的方式、幅度和途徑因EASM 和ISM 性質的差異而不同[21-23]。在百年及以下尺度，EASM 的石筍δ18O 記錄較多，主要揭示了大氣環流的變化[24-28]。區分EASM 和ISM 之間在不同時間尺度上的異同，對于深入理解兩者的性質，預測未來氣候變化，以及制定相應的政策等都有重要意義。本文將從軌道、千年、百年及以下尺度對EASM和ISM 石筍δ18O 記錄的相互關系及兩者的受控因素進行論述。

1 亞洲季風系統概述

1.1 亞洲夏季風的組成

亞洲季風區背靠歐亞大陸，面向太平洋和印度洋。當太陽直射北半球時，一方面，受海陸熱力性質差異的影響，陸地上形成熱低壓中心，而大洋上則形成冷高壓中心，導致風從海洋攜帶大量水汽輸入到陸地，引發了亞洲夏季風；另一方面，全球氣壓帶北移，南半球低緯東南信風向北越過赤道，受地轉偏向力的影響向東逆轉，形成西南風，構成亞洲夏季風的一部分，將大量的水分和熱量從澳大利亞北部穿過印度洋向北輸送到印度、中國東南部，遠至中國東北部和日本[5]。當太陽直射南半球時，歐亞大陸廣闊的陸地上形成強勢的冷高壓中心，將寒冷干燥的亞洲冬季風從西伯利亞向南吹拂，穿越中國東部、印度和印度洋，向南越過赤道后，偏轉成為東北風，形成澳大利亞夏季風的一部分[29]（圖1）。

圖1 亞洲夏季風系統示意圖[5]Fig.1 Schematic diagram of the Asian summer monsoon system[5]

亞洲夏季風包括兩個重要的組成部分，分別是EASM 和ISM。雖然可以在地理上劃分這兩個次季風系統，但很難機械地區分它們。現代觀測表明ISM 環流和相關的水汽向東北方向可深入到亞洲東部，即EASM 降水的一個重要組成部分源于印度季風區[5,30-32]。EASM 降水的另一個組成部分則是西北太平洋地區[30]。EASM 和ISM 兩個子系統之間既相互獨立又互相影響，但與印度夏季風不同的是，東亞夏季風為熱帶和亞熱帶季風的混合性質，受到低、中、高緯各氣候要素變化的共同影響。但由于位置偏北，南半球對東亞夏季風的影響較小，緯向海陸熱對比就變得更重要[33]。

1.2 東亞夏季風的降雨影響范圍

為了更直觀地呈現東亞夏季風的季節性演化，利用美國國家環境預測中心/大氣研究中心提供的1980 年以來的每月再分析數據集[34]，得到1981—2020 年1、4、7 月和10 月平均的垂直綜合水汽輸送圖（圖2）。結合相關研究表明EASM 的季節演變為：5 月上旬至中旬，從南亞邊緣地區（阿拉伯海、孟加拉灣和南海）到亞熱帶西北太平洋開始出現季雨；6 月上旬至中旬，季雨突然延伸至長江流域、日本西部和南部、菲律賓海西南部，最終遷移至華北、朝鮮和日本部分地區以及局部西太平洋[30]。東亞夏季風的季節性推進表現出明顯的向北和向東北的階梯式推進，有兩次向北的突變和3 個靜止期。從東亞夏季風水汽輸送路徑上看，東亞夏季風區水汽主要來自印度洋，經由南海隨西南季風帶來；同時一部分水汽來自太平洋，隨西太平洋副熱帶高壓南側氣流帶來；還有部分水汽隨西風帶氣流帶來。以長江-淮河流域為例，前三者的占比分別為48%、29%和18%[35]。水汽來源的變化受太陽輻射、東西太平洋溫度梯度、西太平洋副高位置和強度變化、歐亞大陸與太平洋海陸熱力對比等要素形成的大尺度季風環流場決定，而且東亞夏季風區水汽在不同高度的水汽輸送情況不同[36-37]。

圖2 1981—2020 年1、4、7 月和10 月平均的垂直綜合水汽輸送圖紫色、綠色和藍色的點分別表示三寶洞、葫蘆洞和董哥洞的位置。Fig.2 Average vertical synthesis of atmospheric moisture flux in January, April, July, and October from 1981 to 2020The purple, green, and blue dots indicate the locations of Sanbao Cave, Hulu Cave, and Dongge Cave, respectively.

1.3 印度夏季風的降雨影響范圍

從阿拉伯半島到印度，再到中國西南地區以及青藏高原南側的部分地區的廣大范圍，都受到印度夏季風的影響[5]。經向（南北向）溫度和壓力梯度的季節性逆轉和相關的環流模式變化是印度季風最突出的特征[38-39]。在北半球夏季，熱帶輻合帶（Intertropical Convergence Zone，ITCZ）北移導致赤道以南的東南信風越過赤道，受地轉偏向力的影響變為西南風；這一轉變伴隨著印度洋上冷高壓中心和南亞次大陸上熱低壓中心之間巨大的壓力差，從印度洋攜帶了大量的水汽進入南亞次大陸，為印度帶來占全年降水約70%的降雨量[39]。這支西南季風登陸后有兩個分支，阿拉伯海分支和孟加拉灣分支，阿拉伯海分支向東吹過印度半島和喜馬拉雅山，對印度半島的影響更大；孟加拉灣的分支最初沿著東海岸，遇到喜馬拉雅山脈的屏障，然后轉向為西北風，繼續在印度-恒河平原形成降雨。在北半球冬季，熱帶輻合帶南移和青藏高原上形成的冷高壓中心，共同導致了印度次大陸上的風向逆轉，即干燥的冬季風由印度次大陸吹向印度洋[39]。

2 石筍δ18O 記錄的古氣候意義

Dansgaard 總結了影響降雨中氧同位素分餾的各要素[40]。O’Neil 利用實驗研究提出了氧同位素在各種情況下的平衡分餾經驗公式[41]。隨后，Hendy提出了判定石筍沉積時是否處于同位素平衡的條件：① 石筍不同層位的δ18O 和δ13C 之間無線性關系；② 同一水平層位上不同位置的δ18O 值相等[42]。這些早期研究為后續石筍氧同位素的應用性研究提供了堅實的理論和實踐基礎。

早期研究認為石筍δ18O 揭示了溫度的變化。在同位素平衡分餾的前提下，通過測量地下水或石筍包裹體中水的δ18OWater和固體石筍δ18OCalcite可計算石筍沉積時的洞穴溫度T（T=16.9-4.2(δ18OCalciteδ18OWater)+0.13(δ18OCalcite-δ18OWater)2），進而推測該區域的地面溫度[43-45]。基于上述思想，我國學者在20 世紀80—90 年代將多個地區的石筍δ18O 變化與古溫度相聯系[46]。

20 世紀末，研究人員逐漸發現石筍δ18O 主要反映了該地區降雨的δ18O 組成，因而可指示季風強弱的變化[47]。Wang 等系統研究了南京葫蘆洞石筍δ18O 變化的主控要素，排除了溫度效應對季風區降雨及石筍δ18O 的影響，并進一步指出冬夏季降雨比率的變化影響更大[48]。Yuan 等提出“上游耗竭機制” （ Upstream depletion mechanism） ， 認為石筍δ18O 值的變化受控于水汽源與洞穴地點之間從水汽團中失去的水汽比例[49]。當水汽源區到降雨點的搬運距離較遠時，下游地區降雨δ18O 和石筍δ18O 記錄偏負。基于這一理論，Hu 等提出通過上游石筍δ18O 減去下游石筍δ18O，可以獲得兩個位置中間區域降雨量的變化[50]。Cheng 和Lu 也強調了上游地區的水汽狀況對下游降雨δ18O 的影響[51]。

譚明進一步提出“環流效應”（Circulation effect），認為10—100 年短尺度石筍δ18O 的變化受北半球大氣環流變化的影響。印度洋和太平洋作為我國季風區降雨的兩大來源，使得EASM 和ISM 的強度對我國降雨δ18O 組成產生了重要影響[24-25]。同時，Maher 也強調東亞夏季風區降雨的水汽來源變化導致了我國季風區地質記錄中δ18O 的變化，即來自印度洋的δ18O 組成較輕的水汽和來自太平洋的δ18O 組成較重的水汽在我國季風區組成降雨的混合比例不同[52-53]，這一觀點與譚明基本一致。此外，也有學者將低緯度和熱帶地區的石筍δ18O 變化解釋為季風降水量的變化[54-55]。這些地區的對流強度與石筍δ18O 呈負相關關系，因而可以根據石筍δ18O判斷區域降雨量。這一假設主要適用于空氣對流強度主導降雨量的熱帶低緯度地區。

總之，不同季節的降雨δ18O 信息在下滲至溶洞的過程中混合，并記錄在石筍中[5,48,56]。在印度和東南亞等熱帶季風區，由于距離水汽源較近，故而與降雨量密切相關；而在亞熱帶季風區（我國大部分地區的主要季風類型），由于距離水汽源區較遠，降雨的δ18O 組成更易受到“上游耗竭機制”的影響[35]。

2.1 軌道尺度

海洋沉積物年代的不確定性和記錄的低分辨率，導致了ISM 在軌道尺度上的受控要素存在較大爭議。Clemens 和Prell 認為ISM 滯后北半球夏季日照（Northern Hemispheric Summer Insolation, NHSI）約 8 kaBP（ kaBP= thousand years ago before AD 1950），可能是ISM 受到包括南半球的日照輻射引起的跨赤道潛熱輸送和全球冰量的共同作用導致的[57]。An 等認為當南半球溫度較低時，跨赤道大氣壓力梯度會增加，促進了ISM 的增強[58]，與Clemens等認為的較高的南半球溫度促進跨赤道潛熱輸送，使得ISM 增強的觀點相反[32]。Burns 等通過對阿拉伯半島阿曼北部Hoti 洞石筍的生長速率和同位素記錄研究發現，在間冰期的高峰時期，當地季風區降雨量增加，降雨范圍的界限向北推移，提出軌道尺度上冰期-間冰期變化主導了ISM 的變化[59]。

近年來，上述觀點逐漸受到質疑，尤其是印度北部Bittoo 洞記錄了240 kaBP 以來的石筍δ18O 記錄，揭示了ISM 的變化無滯后地響應于23 ka 歲差周期主導的北半球NHSI 的變化[18]（圖3b），這與東亞夏季風區的石筍δ18O 記錄一致[9-10,49]（圖3a），也與之前諸多氣候模擬的結果一致[60-62]。東亞夏季風區的石筍δ18O 記錄更加豐富，覆蓋時段為640 kaBP至今。EASM 區和ISM 區石筍δ18O 記錄均表現為在NHSI 高值時期負偏，NHSI 低值時期正偏[9,10,18,49]（圖3）。

圖3 東亞和南亞石筍δ18O 與北半球夏季日照量a：石筍δ18O 數據合成自三寶洞、葫蘆洞和董哥洞[10], b：Bittoo 洞石筍δ18O 數據[18]。 橙色線為7 月21 日北半球65°N 的日照量變化[10,18]。Fig.3 Stalagmite δ18O records in eastern and southern Asia, and the Northern Hemisphere summer insolationa: Composited stalagmite δ18O data synthesized from Sanbao Cave, Hulu Cave, and Dongge Cave[10]; b: stalagmite δ18O data of Bittoo Cave[18]. The orange lines show the variation in insolation at 65°N in the Northern Hemisphere on July 21.

EASM 和ISM 區石筍δ18O 信號在軌道尺度上響應歲差驅動NHSI 的機制涉及多種解釋。Wang等指出軌道尺度上NHSI 的變化通過海陸溫度差異驅動著EASM 的變化[9]。這與Ruddiman 的觀點類似，強調海陸之間環流強度的變化，認為在歲差驅動的NHSI 高值期，海陸溫差增強，導致陸地在夏季獲得更多來自海洋的水汽[63]（圖4a 右圖）。Merlis等則認為在歲差驅動的NHSI 高值期，低緯海洋區夏季熱量增加，輻合和上升氣流增強，更加濕潤的風導致陸地降雨量增加[61]（圖4b 右圖）。但是，Battisti 等認為Merlis 的模擬沒有充分考慮陸地分布狀況，他強調季風降雨的位置和范圍由近地表等效勢溫最大值的位置決定[62]。具體來說，在低日照量期（比如現今），近地表等效勢溫的位置由海洋區逐漸轉移到陸地區，即降雨區從海洋轉移至陸地；而在高日照期，日照驅動的變化速率更快，初夏陸地近地表溫度的上升速度遠快于海洋，導致夏季風開始前的近地表等效勢溫最大值從海洋轉移到了陸地，且整個夏季風期間都位于陸地上，延長了陸地夏季雨季的時長[61]。

圖4 歲差驅動北半球熱帶降雨變化的兩種機制示意圖[61]a：棕色區域表示陸地，藍色區域表示海洋；黑色線代表平均徑向環流，較粗的線表示較高的輸送強度；b：藍色陰影表示大氣濕度，較深的陰影表示較大的濕度。藍色雨滴代表降水，雨滴越多表示降水越多。Fig.4 Mechanisms of precession driving tropical rainfall change in the Northern Hemisphere[61]a: Brown areas indicate land and blue areas indicate sea; the black lines represent the mean meridional circulation; the thicker lines indicate higher transport intensity; b: blue shadows indicate atmospheric humidity, and darker shadows indicate greater humidity; Blue raindrops represent precipitation, and more raindrops mean more precipitation.

在印度和東南亞等熱帶季風區，由于降雨和石筍的δ18O 值與降雨量密切相關。歲差驅動的NHSI變化通過影響北半球熱帶降雨量變化，從而影響了降雨δ18O 值，進而影響到石筍δ18O 值的變化。具體而言，NHSI 高值期熱帶對流增強導致降雨量增多，而且強對流與降雨δ18O 值呈負相關，即對流越強，水汽從海洋蒸發到陸地凝結成的降雨δ18O 值越負[55]。因此，具有熱帶季風屬性的ISM 控制的區域內，石筍δ18O 記錄均表現為在NHSI 高值時期負偏，NHSI低值時期正偏。

在較為復雜的亞熱帶季風區（如東亞夏季風區），石筍δ18O 記錄如何對歲差驅動的降水和其他氣候變量做出反應？季風區在NHSI 高值期降雨量增多的機制都有其合理性[61-63]。在這些假設的基礎上，在NHSI 高值期，東亞夏季風區的夏季時長增長，夏季降雨量增多。東亞夏季風區洞穴監測研究結果表明，一年中不同季節的降雨在下滲至溶洞的過程中混合，同時雨水的δ18O 值信息也發生混合，并記錄在石筍中[56]。NHSI 高值期，夏季δ18O 值較輕的降雨量占全年降雨組成的比例更大時，當年的降雨混合后記錄在石筍中的δ18O 值越輕[9-10,48]。

此外，Chiang 等提出東亞季風區石筍δ18O 組成的變化與西風急流從高原南部向北部的轉變時間節點有關。具體而言，這個轉變時間節點決定了東亞夏季風區從春雨季到梅雨季的轉變時間。在極端情況下，如當NHSI 的值較低時，或者Heinrich 事件期間，西風急流并不移動至高原的北部，使東亞基本上長期處于春季狀態，這阻止了δ18O 偏負的低空季風流進入東亞地區，導致中國東部降雨的δ18O 偏正，進而導致石筍δ18O 記錄偏正[64]。

綜上，在天文軌道時間尺度上，石筍δ18O 記錄揭示的EASM 和ISM 響應于北半球NHSI 的變化[9,10,18]。具體機制包括：在NHSI 高值期，日照驅動的海陸對比強度增強[9,60,63]，海洋上水汽源區的空氣濕度與低空輻合強度增加[61]和陸地季風區夏季（雨季）的延長[62]。這些機制共同導致了在NHSI 高值期熱帶對流增強、降雨量增多，進而降雨和石筍的δ18O 值負偏；亞熱帶夏季降雨量增加、夏季降雨占全年降雨的比例增加，進而降雨和石筍的δ18O 值負偏。反之，在NHSI 低值期，降雨和石筍的δ18O 值則發生正偏。

2.2 千年尺度

在Heinrich 事件期間，EASM 和ISM 區石筍δ18O 記錄與格陵蘭冰蓋的冰芯δ18O 記錄具有良好的相關性。格陵蘭冰芯δ18O 記錄的突然負偏，指示氣候突然變冷。我們搜集了EASM 和ISM 區石筍δ18O 在末次冰期的記錄，這些記錄在Heinrich 事件期間一致表現為突然正偏（圖5、圖6）。該正偏被廣泛解釋為東亞和印度夏季風強度的減弱[15-20]。

圖5 末次冰期亞洲季風區洞穴石筍δ18O 記錄所在位置圖Xl：興隆洞[17]，Dr：Dragon 洞/龍洞[16]，Zz：珍珠洞[65]，Sj：宋家洞[66]，Hl：葫蘆洞[48]，Sb：三寶洞[9]，Yx：永興洞[15]，Bi：Bittoo 洞[18]，Yz：揚子洞[67]，Fr：芙蓉洞[68]，Yk：羊口洞[69-70]，Sx：三星洞[71]，Wl：Wulu/五路洞[72]，Qx：七星洞[23, 73]，Maw：Mawmluh 洞[74]，Dg：董哥洞[49]，Xs：響水洞[75]，Xy：仙云洞[19-20]，Xbl：小白龍洞[76]，Fy：風雨洞[77]。Fig.5 Locations of stalagmite δ18O records during the last glacial period from different caves in the Asian monsoon regionXl: Xinglong Cave[17], Dr: Dragon Cave[16], Zz: Zhenzhu Cave[65], Sj: Songjia Cave[66], Hl: Hulu Cave[48], Sb: Sanbao Cave[9], Yx:Yongxing Cave[15], Bi: Bittoo Cave[18], Yz: Yangzi Cave[67], Fr: Furong Cave[68], Yk: Yangkou Cave[69-70], Sx: Sanxing Cave[71], Wl: Wulu Cave[72], Qx: Qixing Cave[23, 73], Maw: MawmluhCave[74], Dg: Dongge Cave[49], Xs: Xiangshui Cave[75], Xy: Xianyun Cave[19-20], Xbl: Xiaobailong Cave[76], Fy: Fengyu Cave[77].

圖6 亞洲季風區石筍δ18O 記錄的末次冰期千年尺度事件波動a: NGRIP 表示北格陵蘭冰芯的δ18O 記錄[78]，b-h:各個洞穴數據的引用文獻與圖5 中相同。 淺黃色條帶指示了Heinrich 事件1-7 和Younger Dryas 事件的持續時間[48,79]。Fig.6 Millennial-scale events during the last glacial period recorded by stalagmite δ18O in the Asian monsoon regiona: NGRIP represents the δ18O record of the North Greenland ice core[78], b-h:citations of the references are the same as in Fig. 5. The light yellow bands indicate the duration of Heinrich stadials 1-7 and Younger Dryas stadials[48,79].

目前，EASM 和ISM 區石筍δ18O 記錄響應北大西洋氣候突變的過程和機制已有較為明確的解釋。末次冰期歐亞大陸冰蓋崩塌導致大量浮冰和冰蓋融水進入北大西洋，直接導致了全球溫鹽環流系統（Thermohaline Circulation）的減弱或關閉，并通過全球水汽和海洋環流系統，影響全球的氣候變化[14,78-80]。具體而言，當溫鹽環流的減弱甚至關閉，阻斷了大西洋低緯熱量向高緯的輸送，導致北大西洋地區大幅度降溫[81-82]，增加了北半球極地與赤道之間的溫差。為了保持緯向熱量均衡，熱帶輻合帶發生南移[82-83]。這直接導致了熱帶印度洋和北印度洋海域洋表蒸發減弱[84]，同時，北大西洋地區發生的冷異常導致北半球大部分地區（包括印度洋北部、阿拉伯海、孟加拉灣等）海表溫度降低[74,85-86]，導致了北印度洋表面蒸發分餾作用減弱、ISM 強度及其相關的環流明顯減弱、印度季風區降雨減少且降雨δ18O 值正偏，進而導致ISM 區石筍δ18O 記錄的正偏[84,87-90]。

與熱帶季風屬性的ISM 不同，EASM 處于亞熱帶，受低、中、高緯氣候要素變化的共同影響。在Heinrich 事件期間，EASM 區降雨及石筍δ18O 一方面受到上述印度洋源區水汽正偏及印度洋源區與洞穴之間降雨減少的影響而發生正偏[22,49,85]；另一方面，EASM 的水汽源地，即遠源熱帶水汽（印度洋、南海）與近源亞熱帶水汽（西北太平洋）之間的比例還受到西風帶位置的調節而變化。

一般而言，西風急流的位置在很大程度上受高緯度海冰范圍和海溫經向梯度的控制[91]，在北方變冷的情況下向南移動，類似于現代冬季的南移[92]。西風帶的南北移動在冰期-間冰期旋回[93-95]、千年尺度突冷事件期間[80,96]，乃至季節轉變的尺度上[97-100]，都影響著EASM 區降雨帶的位置和強度，并通過調節近源和遠源的水汽比例，從而影響EASM 區降雨δ18O 值。

Porter 和An 提出ASM 在Heinrich 事件期間的減弱通過西風帶而與北大西洋的突然變冷相聯系[96]。Chiang 等提出西風急流的位置影響中國東部水汽來源的季節性和降雨及石筍δ18O 變化。當西風急流的緯度位置更偏南時，中國季風區6—10 月的水汽來源軌跡（水汽來源軌跡：6—7 月來自孟加拉灣；8 月來自中國南海；9—10 月來自西北太平洋）快速移動，壓縮了8 月降雨的中國南海地區水汽來源，增加了9—10 月份中國東部西北太平洋海域水汽來源，導致中國季風區降雨δ18O 偏正[101]。印度洋和西風帶在Heinrich 事件期間的變化，共同導致了EASM 區降雨減少，降雨δ18O 及石筍δ18O 正偏。Liang 等基于不同區域石筍δ18O 的對比，肯定了西風急流在Heinrich 1 期間通過調節水汽來源，從而調節東亞夏季風區不同洞穴石筍δ18O 的變幅[22]。

此外，Cheng 等認為，在Younger Dryas 事件（類似于Heinrich 事件，發生在12.9 ～11.6 kaBP）恢復初期，整個熱帶太平洋存在西部降雨（對流）或溫度增加，而東部降雨減少的“類似拉尼娜”（La Ni?a-like）狀態[80]。Zhang 等則提出在拉尼娜年間，西太平洋副熱帶高壓向東北退縮導致中國東南部梅雨期季節性降水相對減少。這些原因也可能與Heinrich 事件期間中國東南部石筍δ18O 記錄正偏有關[102]。

2.3 百年及以下尺度

百年及以下尺度石筍δ18O 研究在EASM 區較多，主要揭示了與水汽δ18O 組成有關的大尺度大氣環流的信息。譚明發現中國季風區短尺度（10—100 年尺度）石筍δ18O 記錄在大區域范圍內具有一致信號，且無法匹配洞穴附近器測的降雨或溫度信號，卻與海平面氣壓差指數或海陸溫差指數關系最好，從而揭示了中國季風區石筍δ18O 記錄在短尺度變化的環流意義。當印度洋海水和中東太平洋海水溫度偏低時，西太平洋副熱帶高壓偏北東縮而變弱，中國季風區內來自印度洋的水汽份額增大，由于這些水汽的輸送路程很遠，導致中國季風區的雨水氧同位素及石筍氧同位素較輕。而當印度洋海水和中東太平洋海水溫度偏高時，西太平洋副熱帶高壓偏南西伸而強，中國季風區內來自印度洋的遠源水汽份額減少，而來自西太平洋的水汽份額增大，由于后者輸送路程較近，導致中國季風區的雨水氧同位素及石筍氧同位素較重[24]。Tan 進一步量化了厄爾尼諾-南方濤動（EI Ni?o-Southern Oscillation，ENSO）變化對中國季風區降雨δ18O 在年際尺度上的影響。在厄爾尼諾年（EI Ni?o），0～30°N 之間的信風減弱，中國季風區從西南源印度洋接受的水汽減少，使總體上中國季風區年降雨δ18O 值偏正。在拉尼娜年（La Ni?a），信風增強，從印度洋輸送到我國季風區的水汽充足[25]，與實測數據揭示的EASM與ISM 降雨呈負相關關系相符合[103]，導致中國季風區總體上年降雨δ18O 值偏負。

最近，Zhang 等發現在年代際尺度上，長江中游的石筍δ18O 記錄與歷史記載的干濕狀況呈反相關，認為短尺度石筍δ18O 記錄反映的是不同水汽來源的相對貢獻而非降水量[28]。同樣，來自中國東南地區江西省峨眉洞1810—2009 年的石筍δ18O 記錄，通過與器測資料對比發現，石筍δ18O 的變化主要受降水季節性的控制，即季風降雨/非季風降雨的比例[26]。這與譚明的研究結果一致。

此外，結合大氣降水、洞穴滴水和現代洞穴氧同位素研究，Sun 等對中國中部南北分界區雞冠洞進行了長達7 年的洞穴監測研究，其成果表明，洞穴滴水的δ18O 值經過下滲通道混合后不具有季節性，但是在年際尺度上明顯地響應于ENSO 的變率，表現為在厄爾尼諾事件期間δ18O 值偏正，反之偏負。其模擬結果表明在厄爾尼諾年，季風降水的50%以上由太平洋來源提供；在拉尼娜年，季風降水則是印度洋來源占主導[104]。

綜上所述，模擬、地質記錄和洞穴監測的研究結果表明，東亞夏季風區石筍δ18O 主要受控于大尺度環流的變化，即石筍δ18O 值記錄了陸地降水中不同水汽來源δ18O 組成的差異。

百年及以下尺度的ISM 區石筍δ18O 記錄較為匱乏，主要觀點表明控制印度夏季風區降雨和季風強度變化的主要因素是太陽輻射的變化[105-106]。Neff等通過阿曼北部全新世石筍的δ18O 記錄發現其與來自樹木年輪的Δ14C 記錄具有很好的相關性，而樹木年輪的Δ14C 記錄很大程度上反映了太陽活動的變化。由此，控制熱帶地區百年-十年尺度上降雨和季風強度變化的主要因素是太陽輻射的變化[105]。Wang 等通過季風記錄與大氣14C 記錄的互相關分析表明，在十年到百年尺度上的季風變化，部分由太陽活動的變化所引起[106]。最近，Wang 等利用ISM 季風區數十年分辨率的石筍δ18O 記錄揭示，在太平洋短尺度濤動（Pacific Decadal Oscillation, PDO）的冷期（暖期），來自印度洋的降水減少（增加）。這表明ISM 季風區降雨δ18O 及石筍δ18O 值受到太平洋大尺度海氣環流的影響[107]。

3 結論與展望

綜上所述，EASM 和ISM 區石筍δ18O 記錄在軌道尺度上都受控于歲差驅動的北半球夏季日照量的變化。其機制涉及海陸熱力差異強度的變化、輻合和上升氣流強度的變化與夏季時長的變化。這些機制共同導致了在北半球夏季日照高值期，EASM和ISM 夏季降雨量增加，降雨和石筍的δ18O 值負偏。在千年尺度上，EASM 和ISM 區的石筍δ18O 記錄則一致地響應于北大西洋氣候突變，具體響應的機制主要有熱帶輻合帶南移導致的印度洋水汽分餾減弱（主要影響ISM 區和EASM 區），以及西風帶調節的水汽來源和降雨季節性變化（主要影響EASM區）。在百年及以下尺度，EASM 和ISM 區石筍δ18O 記錄都受到與厄爾尼諾-南方濤動有關的大尺度大氣環流的影響。

本文討論了石筍δ18O 記錄在不同時間尺度上的古氣候意義，但將其用來單獨指示古降水時，往往與其他地質記錄（如黃土、湖泊記錄）存在不一致性[108-110]，這可能是因為降雨δ18O 值，揭示的是全球季風的季節性變化[2]，石筍δ18O 記錄的是從水汽源到洞穴的全程水汽變化的累計結果，理論上并不指示降水主要發生在水汽路徑的哪一段[10]。中國季風區面積廣大，南北方地區降雨的季節性和降雨模式差異較大[36]，與石筍δ18O 記錄相比，黃土、湖泊和樹輪等記錄揭示的是區域內降雨量的變化。

類似地，中國中部石筍的磁學記錄與石筍δ18O記錄也不一致[111]。除了大顆粒的碎屑是由溪流和暗河輸入巖溶洞穴外，石筍中按照層狀分布的細粒磁性礦物，主要是由降雨形成的基巖裂隙水搬運至石筍中沉積[112]。因此，石筍中磁性礦物的含量和粒徑是對區域降雨的間接指示劑，可能比石筍δ18O 包含了更局部的水文氣候信息，如Xie 等揭示的石筍中磁性礦物粒徑與泥炭沉積物中的生物指標有較好的一致性[113]。同時，與黃土、湖泊和樹輪這些傳統的指標相比，石筍的環境磁學指標既擁有石筍的優勢，如記錄分布廣泛、單個石筍時間跨度長且連續性好、其U-Th 含量可進行精確測年等，又具有磁學方面的優勢，如測試精度高、實驗測量快、測試價格低等。綜合而言，石筍的環境磁學是一個可供深入探索的方向。

由此，更多區域性降水指標（如黃土、湖泊、樹輪和環境磁學）和更精確石筍δ18O 記錄的建立，將有助于進一步理解石筍δ18O 信號的意義和動力學機制，及其與區域性氣候指標的關系，從而揭示古氣候（尤其古降水）的演變。其中，更精確的石筍δ18O 記錄的建立，一方面有賴于更為先進的石筍UTh 測年技術的進步和開發新的指標和技術（如△47測溫技術）[2]。這將是未來石筍研究的重要方向之一。另一方面，更精確的石筍δ18O 記錄意味著來自多區域多記錄的相互驗證和統籌分析。東亞夏季風區石筍δ18O 記錄的研究較為豐富和成熟，但是亞洲夏季風覆蓋范圍廣闊，涉及南半球的馬斯克林高壓-澳洲北部、印度洋-孟加拉灣-南海、中國東部、日本和韓國等地區[2]。作為亞洲夏季風重要組成區域的澳大利亞、南亞孟加拉灣地區、東亞日本和韓國等地區，其石筍δ18O 研究尚有較大的發展空間。

此外，將石筍δ18O 研究空間擴展到全球范圍，跨越時間較長且精度較高的石筍δ18O 記錄，基本上分布在南北緯0～30°的中低緯度地區，尤其是北半球地區。這與中低緯度地區降水豐富有利于石灰巖溶洞和石筍的發育有關。那么，高緯地區是否有可揭示氣候信息的石筍分布，是否可以展開相關研究？程海等提出直接將北大西洋中—高緯度地區的石筍記錄與中—低緯度地區的石筍記錄進行高分辨率指標分析和精準定年，可以直接用來檢驗高緯驅動還是低緯驅動的前沿問題[2]。另外，南半球（包括南太平洋、非洲南部地區）記錄也較少，獲取這些地區的石筍記錄對于深入認識和理解南半球氣候變化及其對全球氣候變化的影響具有重要意義。