THE ABRUPT CHANGES AND PERIODICITIES OF CLIMATE DURING HOLOCENE
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摘要: 高纬冰心、海洋沉积物及陆相古气候沉积记录揭示了全新世冰后期(最近1万年以来)存在系列气候突变事件及百年-千年尺度的气候周期韵律,证实了在冰期-间冰期旋回大尺度气候背景下全球气候存在较大不稳定特征这一基本事实。全新世作为与人类文明衔接的最新地质时段,各国科学家针对全新世气候系统变化特征及驱动机制的研究不断取得新的进展,这些成果将为未来气候演化趋势预测提供重要的历史相似性。总结了近年来关于全新世气候系统的突变及周期性研究的一些成果,并进行了概略的评述和展望。Abstract: Paleoclimatic sequences from the ice core, marine sediments and terrestrial records indicate the serial abrupt climatic changes on centennial-millennial scales during the Holocene, which further confirms the instabilities of climatic system in the background of glacial-interglacial cycles. Holocene is a latest stage that is related to the human being, and great progress has been made in the researches of its climatic evolution history and climatic forcing mechanism. These researches can provide a historical analog for future climatic change and the climatic trend predictions. In this paper, the latest progress in abrupt changes and climatic periodicities during the Holocene are reviewed and some comments are given for the further work in the future.
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Keywords:
- abrupt climatic changes /
- centennial-millennial scales /
- historical analog /
- Holocene
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弧后盆地是海底热液活动发生的重要场所，全球已发现的海底热液活动中，约30%分布于岛弧和弧后盆地[1]。构造地质过程是控制弧后盆地热液活动形成和发展的主要因素，其中岛弧和弧后盆地岩浆作用为热液活动提供了热源和主要成矿物质来源，地壳伸展形成的张性断裂为熔体和流体的运移提供了通道[2, 3]。冲绳海槽是张裂于东亚大陆边缘的初生弧后盆地，海槽南部在菲律宾海板块俯冲和台湾弧-陆碰撞的共同作用下，张裂速度快，演化程度高[4, 5]。本区强烈的构造岩浆活动孕育了多处海底热液活动区，成为冲绳海槽最具勘探潜力的热液多金属硫化物资源远景区之一[3]。查明海底热液活动区的构造地质特征，阐明热液区小尺度构造与热液活动表征之间的关系，是研究冲绳海槽弧后盆地热液活动和成矿作用的基础环节。
虽然来自中国大陆和台湾山脉的沉积物输入和堆积弱化了冲绳海槽南部构造和岩浆活动的地形效应，但对于这样一个新构造运动强烈的地区，海底地形地貌特征仍蕴含了关于活动构造分布、产状、力学性质以及活动强度的丰富信息。本文利用实测和收集到的多波束测深数据，对冲绳海槽南部多个海底热液活动区的地形地貌特征进行精细刻画和综合分析。结合前人研究成果，对构造发育特征进行了推断，并探讨了热液区构造地貌特征的成因机制。本项研究有助于深入理解冲绳海槽西南部的张裂过程，并进一步揭示构造地质过程对海底热液活动及成矿作用的影响和控制。
1. 构造地质背景
渔山-久米断裂带以西的冲绳海槽南段是整个海槽水深最大、张裂程度最高的地区，最大水深约2300m，平均宽度约100km，西端终止于台湾东北的宜兰平原(图 1)。海槽轴部发育4条左行雁列状中央地堑[6-8]，是海槽现代张裂中心，存在强烈的伸展断陷作用[9]。
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图 1 冲绳海槽南部地形和构造纲要图(地形数据来源www.gebco.net)Figure 1. Bathymetric and structural map of the southern Okinawa Trough(Bathymetric data from www.gebco.net)冲绳海槽南部地壳受拉张作用影响，已发生强烈减薄，轴部地壳厚度小于15km[10-12]。海槽内的沉积层以第四系为主，自槽底边缘向海槽轴部，随着声波基底埋深的逐渐增大，第四系同步增厚[9]。中央地堑内沿走向方向发育大规模条带状玄武岩体，自下而上贯穿了声波基底和沉积层，局部上达海底形成线性海脊，是海槽原始地壳结构发生强烈破坏、海槽已经或即将进入海底扩张阶段的重要标志[9, 13]。地震地层学对比结果表明，冲绳海槽南段的形成时代晚于海槽中-北段，张裂作用主要发生于第四纪[9, 14, 15]。
冲绳海槽南段中央地堑内的玄武岩海脊是弧后岩浆作用的产物[16-18]。槽底南缘分布有一系列规模不等的海丘，属于琉球火山岛弧[5]。海槽北侧陆架边缘的彭佳屿、棉花屿、钓鱼岛群岛、赤尾屿，以及陆坡区的大量岩浆岩体，属于台湾北火山带(North Taiwan Volcanic Zone)，与台湾碰撞造山期后地壳伸展引起的岩浆上涌有关[17, 19-22]。因此，在冲绳海槽南段的南、北两侧及轴部均存在强烈的岩浆作用，这些岩浆作用孕育了多处海底热液活动区。自2000年以来，在冲绳海槽南段发现了海底热液活动(图 1)。
2. 数据来源和方法
自2013年以来，国家重点基础研究发展计划(973计划)项目“典型弧后盆地热液活动及成矿机理”在冲绳海槽组织了多个热液活动调查航次。先后利用中国科学院海洋研究所“科学一号”、“科学号”科考船和“发现号”ROV，获得了丰富的海底岩石、热液硫化物、底层沉积物样品以及多波束、浅地层剖面和重磁等地球物理资料。
本文所使用的海底地形数据主要包括3个来源：(1)973项目多个航次的实测多波束数据；(2)日本海洋研究开发机构(JAMSTEC)公开的冲绳海槽南部热液区海底地形数据；(3)分辨率为15“×15”的GEBCO(General Bathymetric Chart of the Oceans)全球海底地形数据。数据(3)主要用于分析冲绳海槽南部及邻区大尺度地形和构造特征。数据(1)通过Seabeam 3012全海深多波束系统(ELAC Nautik)采集，原始数据采用CARIS软件进行了处理，经导航校正、姿态校正、潮汐校正、声速校正、总传播误差计算、子区编辑、数据滤波等处理，获得了质量较高的热液区及邻区全覆盖测深数据。数据(2)为JAMSTEC多个航次采集的多波束数据经处理后形成的测深数据。由于测量系统、施工时间和处理流程的不同，在同一测区内，数据(1)和数据(2)之间存在规律性差异。为了充分利用不同来源的数据，对于测区重叠或接近的地区，以数据(1)为基准，对数据(2)进行了误差分析和调差计算。将数据重叠区域划分为多个微区，分别对每个微区进行误差分析和调差计算。通过计算微区误差的加权平均值，获得总平均误差，利用总平均误差对非重叠区域的数据(2)进行统一改正，消除可能存在的“数据台阶”之后，将两组数据进行合并，剔除异常点，并做滤波处理，从而获得热液区及邻区有效的地形数据。
利用Surfer 12.0(Golden Software)对数据进行了网格化和成图。网格化方法为Kriging插值法，网格间距为50m×50m。绘制了海底地形等值线图、阴影地貌图和三维海底地形图三类图件，清晰地反映了热液区海底地形地貌特征。
3. 热液区海底地形和地貌特征
3.1 A海丘热液区
A海丘热液区(24°50.9′N，122°42.0′E)位于A海丘群南部两座海丘之间的NW—SE向山谷中(图 2)，水深约1340~1385m。热液区内实测喷口流体最高温度达325℃[23]。堆积物包含硫化物、硫酸盐、碳酸盐以及硅化沉积物结壳等多种类型，具有广域成矿作用的特点[24-26]。
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图 2 A海丘群海底地形图(红色五星为热液点位置，测深数据来源于973航次和http://www.jamstec.go.jp/e/database/)Figure 2. Bathymetric map of the A Knolls(The red star denotes the hydrothermal site, bathymetric data from 973 cruises and http://www.jamstec.go.jp/e/database/)A海丘群由多座规模不等的海丘和海丘复合体组成。海丘群自南向北可以划分为多条近E—W向的海丘列(图 3)，以中央地堑为界，南侧两条，北侧四条。主要海丘列自南向北逐渐向东偏移，在E—W向排列的基础上叠加了NE—SW向分布的特征。A海丘群将与那国中央地堑分为东、西两部分，东侧水深大于1600m，而西侧水深则小于1500m。海丘群最高点水深小于700m，高出周围海底约1000m。中央地堑底部较为平坦，发育正断层作用产生的E—W向陡坎和台阶地形。
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图 3 A海丘群地形阴影及其断裂、海丘分布图(红色五星为热液点位置，测深数据来源于973航次和http://www.jamstec.go.jp/e/database/)Figure 3. Shaded bathymetric map of the A Knolls(The red star denotes the hydrothermal site, bathymetric data from 973 cruises and http://www.jamstec.go.jp/e/database/)3.2 B海丘热液区
B海丘热液区(24°51.3′N, 123°50.5′E)位于B1海丘顶部的破火山口内，水深约1457m。热液活动区总面积约16800m2，发育大量活动和不活动的烟囱体。实测喷口流体最高温度达301℃，以清澈流体为主，孕育了繁盛的化能自养生物群落[27-30]。
B1海丘所属的B海丘群位于石垣岛和西表岛北侧的冲绳海槽槽底，由大量规模不等的海丘和海丘复合体组成(图 4)。海丘群总体走向ENE—WSW，可分为内、外两列。内列自B2海丘群向西延伸至B1海丘，外列自B4海丘向西经B3海丘延伸至B5海丘。B3海丘与B2海丘群之间的B3小海丘列走向NE—SW。
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图 4 B海丘群海底地形图(地形数据来源www.gebco.net)Figure 4. Bathymetric map of the B Knolls(Bathymetric data from www.gebco.net)B2海丘群走向近E—W，是由多座规模不等的圆锥状海丘组成的海底火山复合体，高出周围海底约500m。B1小海丘列包含多座规模较小的海丘，位于一条平行于海丘列走向的长条状凹陷中(图 5)。B1海丘位于B1小海丘列的西端，呈圆锥形，底部直径约4km，顶部水深1500m，高出周围海底600m，顶部具有破火山口地形(图 6，图 7)。B5和B6海丘周围的海底较为平坦，B5海丘顶部水深约1540m，高出周围海底约350m，底部直径约2km；B6海丘顶部水深约为1440m，高出周围海底约450m，呈圆锥形，底部直径约为2km。B3海丘顶部水深约为957m，高出周围海底约950m，总体呈长轴走向近NE的圆锥状，底部直径约10km(图 8)。B4海丘呈完整的圆锥状，底部直径约4km，顶部水深约1440m，高出周围海底约500m。
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图 5 B海丘群地形阴影及其断裂、海丘分布图(地形数据来源www.gebco.net)Figure 5. Shaded bathymetric map of the B Knolls(Bathymetric data from www.gebco.net)![]()
图 6 B1海丘海底地形图(红色五星为热液点位置，测深数据来源http://www.jamstec.go.jp/e/database/)Figure 6. Bathymetric map of the B1 Knoll(The red star denotes the hydrothermal site, bathymetric data from http://www.jamstec.go.jp/e/database/)![]()
图 7 B1海丘3D海底地形图(红色五星为热液点位置，测深数据来源http://www.jamstec.go.jp/e/database/)Figure 7. 3D bathymetric map of the B1 Knoll(The red star denotes the hydrothermal site, bathymetric data from http://www.jamstec.go.jp/e/database/)![]()
图 8 B3海丘海底地形图Figure 8. Bathymetric map of the B3 Knoll(Bathymetric data from http://www.jamstec.go.jp/e/database/)3.3 C海丘热液区
C海丘热液区(25.10°N, 124.54°E)位于C海丘顶部南坡，水深约1550m(图 9)。本区海底热液活动较为微弱，未发现活动的热液喷口，以低温热液的弥散流喷溢为主，存在密集的浑浊雾状水流以及强烈的水体浊度和甲烷浓度异常，发育嗜铁细菌形成的红棕色铁席[31-33]。
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图 9 C海丘海底地形图(红色五星为热液点位置，测深数据来源http://www.jamstec.go.jp/e/database/)Figure 9. Bathymetric map of the C Knoll(The red star denotes the hydrothermal site, bathymetric data from http://www.jamstec.go.jp/e/database/)C海丘位于东侧的D海丘和西侧的B2海丘群之间(图 1)。海丘周围的海底较为平坦，水深大于2000m。海丘底部直径约3km，总体呈圆锥形，包含南、北两座山峰。北侧山峰规模较小，顶部水深约1650m；南侧山峰为海丘主峰，顶部水深约1500m，高出周围海底约500m。C海丘西南方向约5km处的C2海丘呈半圆锥形，长轴方向近NE—SW，底部直径约3km，顶部水深约1740m，高出周围海底约200m。
3.4 D海丘热液区
D海丘位于八重山中央地堑的东端附近(图 1)，将八重山中央地堑东段分为东、西两部分。D海丘由东北、西南和南3座小海丘组成。东北海丘呈N—S向的长条状，顶部水深约1850m，存在直径约300m、深约100m，向西北开口的破火山口(图 10)。西南海丘呈较为完整的椭圆锥形，长轴方向近NW—SE，底部直径约2km，顶部水深约1700m，高出周围海底约400m。南海丘总体呈长轴近EW向的椭圆锥形，底部直径约3km，顶部水深约1700m，高出周围海底约400m。东北和西南海丘均存在活动喷口和密集的化能自养生物群落，喷口流体温度达150℃[34]。南海丘存在底层水化学、生物地球化学异常、蚀变的海底以及白色菌席等热液活动迹象，尚未发现活动热液喷口[35]。
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图 10 D海丘东北和西南海丘海底地形特征(红色五星为热液点位置，测深数据来源http://www.jamstec.go.jp/e/database/)Figure 10. Bathymetric map of the northeast and southwest knolls of D Knolls(The red stars denote the hydrothermal sites, bathymetric data from http://www.jamstec.go.jp/e/database/)3.5 唐印热液区
唐印热液区(122°34′E，25°4′N)位于雨花海丘北坡(图 11)，水深1206m。2014年，中科院海洋研究所组织的HOBAB3航次通过海底观测和取样，在本区发现了旺盛的海底热液活动和密集的化能自养生物群落[26, 36]。雨花海丘地处南冲绳海槽北侧陆坡坡脚附近，海丘基部水深约1400m，直径约为2km，顶部水深约1200m，高出周围海底约200m。海丘顶部存在东西两座山峰，中间以开口向南的山谷相隔，东侧紧邻棉花海底峡谷。
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图 11 雨花海丘及邻区海底地形图(水深数据来源于973航次)Figure 11. Bathymetric map of the Yuhua Knoll and adjacent area(bathymetric data from 973 cruises)4. 地形地貌特征的成因机制
冲绳海槽南部及邻区处于复杂的板块构造背景之中，台湾弧-陆碰撞和冲绳海槽弧后张裂两种截然不同的地球动力过程在本区发生转换和过渡[37-40]。冲绳海槽南部的形成和演化一方面受菲律宾海板块俯冲引起的弧后伸展应力场的影响；另一方面，吕宋岛弧与欧亚大陆边缘碰撞引起的块体旋转和挤出也加速了海槽南段的张裂[41, 42]。冲绳海槽南部及邻区存在多种类型的岩浆作用，既有俯冲板片脱水引起的岛弧岩浆作用[5]，也有幔源物质上涌引起的弧后盆地岩浆作用[16-18]，还包含碰撞造山期后地壳伸展、地幔物质减压熔融导致的台湾北火山带[19-22]。
冲绳海槽南部已发现的海底热液活动区均具有火山成因的地貌特征，大多数海丘呈圆锥状或椭圆锥状，部分发育破火山口。但从构造位置上看，热液区分别属于不同类型岩浆作用的产物：D海丘和A海丘群位于中央地堑与琉球火山岛弧的交汇处，C海丘和B海丘位于琉球火山岛弧之上，而雨花海丘则属于台湾北火山带的一部分。因此，热液区地形地貌特征的形成过程和成因机制存在差异。
D海丘位于八重山中央地堑东端与琉球火山岛弧的交汇处，A海丘群位于与那国中央地堑西端与琉球火山岛弧的交汇处。中央地堑的伸展断陷为岩浆上涌提供了有利条件。A海丘群的走向与中央地堑走向相同，海山链两侧与正断层相连，表明其为深层岩浆沿正断层上涌形成。海底岩石取样和深潜器潜航调查显示，D海丘存在连续分布的新鲜枕状玄武岩[43]。虽然奠基于这一玄武岩基础之上，但是D海丘热液区的块状硫化物为Zn-Pb-Cu型硫化物，其矿物组合及化学成分与日本黑矿型矿床类似，而与洋中脊Cu-Pb-Zn型硫化物矿床差别较大[43]。因此，D海丘的形成可能叠加了岛弧和弧后盆地岩浆作用的双重影响。A海丘群的火山岩以钙碱性系列的中酸性火山岩为主[17, 21]，主要由岛弧火山作用形成，而弧后岩浆作用的影响较弱。Sibuet等认为A海丘群的形成与加瓜海脊俯冲引起的岛弧和弧后地区岩石圈破裂有关[5]，而Lin等则认为本区的岩浆作用受琉球俯冲板片撕裂带的影响[44, 45]。因此，A海丘群的形成可能受多重来源岩浆的共同影响。
C海丘和B海丘群属于琉球火山岛弧的一部分。C海丘的白色-灰棕色浮岩呈属于中-酸性的安山岩和英安岩。浮岩样品没有磨圆，形成于海底熔岩流，暗示C海丘属于岛弧型中酸性岩浆喷发形成的火山锥。浮岩表面仅仅覆盖有极薄的黑色Mn氧化物，表明其形成时代较新[31, 32]。
B海丘群内、外两列海丘现今岩浆作用强度存在显著差别。内列仅在B4海丘顶部发现了橙色的海底蚀变区域，而B3海丘和B5、B6海丘均未发现海底热液活动的迹象[28, 29, 32]。B3海丘顶部大部分地区被软泥覆盖，岩块表面覆盖较厚的黑色铁锰氧化物，表明火山活动时代较早[29]。B5海丘表面几乎全部被灰白色泥质沉积物覆盖，B6海丘的下部被灰白色泥质沉积物覆盖，上部出露有块状和板状的火山角砾[29]。内列的B1海丘顶部存在旺盛的海底热液活动[27, 29]，位于B1小海丘列和B2海丘群东侧延长线上的C海丘顶部也存在明显的海底热液活动的迹象[32]。因此，B海丘群外侧海丘列的岩浆和热液活动已经趋于停止，而内侧海丘列仍然存在较强的岩浆和热液活动。外侧海丘形成时代可能早于内侧海丘列，岩浆活动具有自海槽边缘向海槽内部迁移的趋势。
B3海丘顶部北西侧山体垮落，南东侧山体残留，并形成了NE—SW向的断崖(图 8)。断崖的西南延长线与海丘西南坡一条山谷重合，而东北延长线则与B3海丘列主要构造线走向重合，使得B海丘群在近E—W走向的基础上，叠加了NE—SW向排列的特征。同样，C海丘和C2海丘也具有NE—SW向排列的特征。因此，琉球火山岛弧南部可能普遍存在NE—SW向的线性构造，这最有可能与张扭性断层的活动有关。
B1小海丘列所在的狭长凹陷宽约5km，可能是断陷作用的产物。虽然现今冲绳海槽南部的弧后张裂作用集中于轴部的八重山中央地堑，但是不排除其在张裂过程中曾经历了与现今海槽中—北段类似的分散断陷作用。B1小海丘列所在的小凹陷可能是海槽张裂过程中形成的次级地堑，形成速度快，活动时间短。随着海槽的快速张开，裂陷作用逐步向海槽轴部的中央地堑集中，原有的次级地堑活动趋于停止，并被沉积作用填平。因此，由分散断陷作用向集中断陷作用的发展可能是弧后盆地形成过程中普遍存在的现象。
唐印热液区所在雨花海丘属于台湾北火山带。随着台湾碰撞造山作用的向南迁移和冲绳海槽向西的前展，台湾东北部发生了造山期后的拉张和塌陷[46-48]。岩石层的拉张引起深部物质的减压熔融和上涌，形成台湾北火山带[19-22]。台湾北火山带的岩浆活动发生于2.8~2.5Ma以来，以玄武岩、玄武质安山岩和安山岩等中基性岩石为主，岩浆来源于上地幔，但受到壳源物质的强烈混染。钓鱼岛群岛、赤尾屿、彭佳屿、棉花屿的岩浆活动已经在晚更新世停止，现今台湾东北的大屯火山存在强烈的流体、气体释放，并且有再次喷发的可能性[49]。地震剖面显示，在124°E以西的冲绳海槽北侧陆架边缘和陆坡上存在大量岩浆岩[9]，是台湾北火山带的组成部分。唐印热液区的发现表明本区仍然存在强烈的岩浆和地热活动，是未来冲绳海槽南部海底热液调查的重要靶区之一。
5. 结论
(1) 目前在冲绳海槽南部已发现的海底热液活动区均具有海底火山成因的地形地貌特征，热液活动大部分集中于圆锥形海底火山的侧坡上或顶部的破火山口内。不同热液活动区的海底地形是不同类型岩浆作用的产物：D海丘的形成叠加了岛弧和弧后盆地岩浆作用的双重影响；A海丘群主要由岛弧火山作用形成，但可能受弧后盆地岩浆作用以及与加瓜海脊俯冲、俯冲板片撕裂有关的多源岩浆作用的影响；C海丘和B海丘群属于琉球火山岛弧；雨花海丘属于台湾北火山带，是与造山期后地壳伸展有关的岩浆作用。
(2) 弧后张裂背景下岩浆沿伸展断层上涌并喷出海底，形成了具有一定优势走向的海脊或海山链。冲绳海槽中央地堑与琉球火山岛弧的交汇处有利于形成大规模的岩浆和地热活动。由存在多个张裂中心的分散式裂陷向单一张裂中心为主的集中式裂陷的转变，是弧后盆地形成和演化早期普遍存在的现象。在这一过程中，张裂中心的迁移导致岩浆作用的时空迁移。
(3) 冲绳海槽南段北侧陆坡区存在的大量岩浆岩体属于台湾北火山带的一部分。该岩浆岩带形成于上新世末-更新世初，是台湾碰撞造山期后岩石圈伸展、深部物质减压熔融的结果。唐印热液区的发现表明陆坡区台湾北火山带的岩浆活动仍然十分活跃，具备形成大规模热液活动的有利条件，是未来冲绳海槽南部海底热液调查的重要靶区之一。
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[1] 符淙斌.气候突变现象的研究[J].大气科学,1994,18(3):373-384. [FU Cong-bin. Studies on the observed abrupt climatic change[J]. Scientia Atmospheric Sinica,1994,18(3):373-384.]
[2] Mitchell M, Murray J. Climatic Change:Report of a Working Group of the Commission for Climatology[R]. WMO Technical Note, 1966, 79:76-79.
[3] Dansgaard W, Johnsen S J, Clausen H B, et al. Evidence for general instability of past climate from a 250-kyr ice-core record[J]. Nature, 1993, 364:218-220.
[4] McManus J F, Bond G C, Broecker W S, et al. High resolution climate records from the Atlantic during the last interglacial[J]. Nature, 1994, 371:326-329.
[5] Bender Michael, Sowers Todd, Dickson Mary-Lynn, et al. Climate correlations between Greenland and Antarctica during the past 100000 years[J]. Nature, 1994, 372:663-666.
[6] Chen F H, Bloemendal J, Wang J M, et al. High-resolution multi-proxy climate records from Chinese loess:Evidence for rapid climatic changes between 70 ka and 10 ka[J]. Paleo. Paleo., Palaeo., 1997, 130:323-335.
[7] GUO Zheng-tang, Petit -Maire N, LIU Tung-sheng. Holocene abrupt environmental changes in the arid regions in Africa and Asia[J]. Paleogeography, 1999, 1(1):68.
[8] Bond G, Showers W, Cheseby M, et al. A pervasive millennial-scale cycle in North Atlantic Holocene and Glacial climates[J]. Science, 1997, 278:1257-1266.
[9] ZHOU Wei-jian, LU Xue-feng, WU Zhen-kun, et al. Peat record reflecting Holocene climatic change in the Zoige Plateau and AMS radiocarbon dating[J]. Chinese Science Bulletin, 2002, 47(1):66-70.
[10] Alley R B, Mayewski P A, Sowers T, et a1. Holocene climatic instability:a prominent, widespread event 8200 yr ago[J]. Geology, 1997, 25:483-486.
[11] CHEN Fa-hu, ZHU Yan, LI Ji-jun, et al. Abrupt Holocene changes of the Asian monsoon at millennial and centennial scales[J]. Chinese Science Bulletin, 2001, 46(23):1942-1947.
[12] Orien S M, Mayewski P A, Meeker L D, et al. Complexity of Holocene climate as reconstructed from a Greenland ice core[J]. Science, 1995, 270:1962-1964.
[13] Campbell I D, Campbell C, Apps M J, et al. Late Holocene~1500 year climatic periodicities and their implications[J]. Geology, 1998, 26:471-473.
[14] Fronval T, Jansen E. Eemian and Early Weichselian (140~60 ka) paleoceanography and paleoclimate in the Nordic seas with comparisons to Holocene conditions[J]. Paleoceanography, 1997, 12:443-462.
[15] Lamy F, Hebbeln D, Wefer G. Holocene climate change recorded in marine sediments of Southern Chile(4los)[J]. Journal of Conference Terra Abstracts, 1999,4:169.
[16] Dykoski C A, Edwards R L, Cheng Hai, et al. A high-resolution absolute-dated Holocene and deglacial Asian monsoon record from Dongge Cave, China[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2005, 233:71-86.
[17] Wanyner R Kussow.Peat in Greens:Knows, Unknowns and Speculations[M]. Soil Science,1987:5-8.
[18] Beget J E. Radiocarbon dated evidence of worldwide early Holocene climate change[J]. Geology, l983,11:389-393.
[19] Mayewski P A, Meeker L D, Twickler M S, et al. Major features and forcing of high-latitude Northern Hemisphere atmospheric circulation using a 110000 year long glacio-chemical series[J]. Journal of Geophysical Research,1997, 102:26345-26365.
[20] Mayewski P A, Meeker L D, Whitlow S, et al. Changes in atmospheric circulation and oceanice cover over the North-Atlantic during the last 41000 years[J]. Science, 1994, 263:1747-1751.
[21] Lachniet M S, Asmerom Y, Burns S J, et al. Tropical response to the 8200 yrBP cold event? Speleothem isotopes indicate a weakened early Holocene monsoon in Costa Rica[J]. Geology, 2004, 32:957-960.
[22] WANG Ning-lian, YAO Tan-dong, Thompson L G, et a1. Evidence for cold events in the early Holocene from the Guliya ice core,Tibetan Plateau,China[J]. Chinese Science Bulletin, 2002, 47(17):1422-1427.
[23] Jung S J A, Davies G R, Ganssen G M, et al. Synchronous Holocene sea surface temperature and rainfall variations in the Asian monsoon system[J]. Quaternary Science Reviews, 2004, 23:2207-2218.
[24] Hu F S, Slawinski D, Wrightjr H E, et al. Abrupt changes in North American climate during early Holocene times[J]. Nature,1999,400:437-440.
[25] Mulitza S, Rtihlemann C. African monsoonal precipitation modulated by interhemispheric temperature gradients[J]. Quaternary Research, 2000, 53:270-274.
[26] Klitgaard-Kristensen D, Sejrup H P, Haflidason H, et a1. A regional 8200 ca1.yrBP cooling event in northwest Europe induced by final stages of the Laurentide ice sheet deglaciation[J]. Journa1 of Quaternary Science,1998,13(2):165-169.
[27] Leuenberger M C, Lang C, Schwander J. δ15N measurements as a calibration tool for the paleothermometer and gas-ice age differences:a case study for the 8200 aBP event on GRIP ice[J]. Journal of Geophysical Research, 1999, 104D:22163-22170.
[28] Wang L J, Sarnthein M, Erlenkeuser H, et al. Holocene variations in Asian monsoon moisture:a bidecadal sediment record from the South China Sea[J]. Geophysical Research Letters, 1999, 26:2889-2892.
[29] 李明启,靳鹤龄,张洪.小冰期气候的研究进展[J].中国沙漠,2005, 25(5):731-737. [LI Ming-qi, JIN He-ling, ZHANG Hong. Advances of climate research in the little ice age[J]. Journal of Desert Research,2005, 25(5):731-737.]
[30] Bradley R S, Jones P.The little ice age[J]. The Holocene, 1992,3:367-376.
[31] Keigwin L. The little ice age and medieval warm period in the Sargasso Sea[J]. Science, 1996, 274:1504-1508.
[32] Isaksson E, Hermanson M. Ice core from Svalbard useful archives of past climate and pollution history[J]. Physics and Chemistry of the Earth, 2003(28):1217-1228.
[33] 姚檀栋,谢自楚,武筱龄,等.敦德冰帽中的小冰期气候记录[J].中国科学B辑,1990,20(11):1198-1201. [YAO Tan-dong, XIE Zi-chu, WU You-ling, et al. Record of the little ice age in Dunde ice[J]. Science in China(Series B), 1990,20(11):1198-1201.]
[34] 施雅风.中国冰川与环境——现在、过去和未来[M].北京:科学出版社, 2000:312-314.[SHI Ya-feng. Glacier and Environment in China-Past, Present and Future[M]. Beijing:Science Press, 2000:312 -314.]
[35] 施雅风.近2000 a古里雅冰心10 a尺度的气候变化及其与中国东部文献记录的比较[J].中国科学D辑,1999(增刊1):79-86.[SHI Ya-feng. 10a scale climatic history of Guliya ice and the correlation to the historical record in eastern China[J]. Science in China(Series D),1999 (Sup.1):79-86].
[36] Hua Q. Radiocarbon in tropical tree rings during the little ice age[J].Nuclear Instruments and Methods in Physics Research B,2004(223-224):489-494.
[37] 竺可桢.中国近五千年来气候变迁的初步研究[J].中国科学,1973(2):168-189.[ZHU Ke-zhen. Primary study of climate evolution history of China since 5000 years ago[J]. Science in China, 1973(2):168-189.]
[38] 张德二.中国的小冰期气候及其与全球变化的关系[J].第四纪研究,1991,11(2):104-112. [ZHANG De-er.Climatic record of the little ice age of China and the relation to other record in the world[J].Quaternary Research, 1991,11(2):104-112.]
[39] 金章东,王苏民.小冰期弱化学风化的湖泊沉积记录[J].中国科学D辑,2001,31(3):221-225. [JIN Zhang-dong, WANG Su-min.Weak chemical weathering during the little ice age recorded by lake sediments[J]. Science in China(Series D), 2001,31(3):221-225.]
[40] 刘晓宏,秦大河,邵雪梅,等.祁连山中部过去近千年温度变化的树轮记录[J].中国科学D辑,2004,34(1):89-95. [LIU Xiao-hong, QIN Da-he, SHAO Xue-mei, et al. Tree-ring record of the millennial temperature history in central Qi Lian Mountain[J]. Science in China(Series D), 2004,34(1):89-95.]
[41] TAN Ming, LIU Tung-sheng, HOU Ju-zhi, et al.Cyclic rapid warming on centennial-scale revealed by a 2650-year stalagmite record of warm season temperature[J]. Geophysical Research Letters,2003, 30(12):1617, doi: 10.1029/2003GL017352.
[42] 秦蕴珊,李铁刚, 苍树溪.末次间冰期以来地球气候系统的突变[J]. 地球科学进展, 2000, 15(3):243-250. [QIN Yun-shan, LI Tie-gang, CANG Shu-xi. Abrupt changes in earth climatic climate system since last interglacial[J]. Advances in Earth Sciences, 2000, 15(3):243-250.]
[43] Sirocko F, Garbe-Schonberg D, McIntyre A, et al. Teleconnections between the subtropical monsoon and high-latitude climates during the last deglaciation[J]. Science, 1996, 272:526.
[44] 许靖华. 太阳、气候、饥饿与民族大迁移[J]. 中国科学D辑, 1998, 28(4):366-384. [XU Jing-hua. The sun, climate, starvation and nation's migration[J].Science in China(Series D), 1998, 28(4):366-384.]
[45] Sarnthein M, van Kreveld S, Erlenkeuser H, et al. Centennial-to-millennial-scale periodicities of Holocene climate and sediment injections off the western Barents shelf, 75 N[J]. Boreas, 2003, 32:447-461.
[46] André Paul, Michael Schulz. Holocene climate variability on centennial-to-millennial time scales:2. Internal and forced oscillations as possible causes[J]. Climate Development and History of the North Atlantic Realm.Springer-Verlag Berlin Heidelberg, 2002:55-73.
[47] Stuiver M, Braziunas T. Sun, ocean, climate and atmospheric 14CO2:an evaluation of causal and spectral relationships[J]. Holocene, 1993, 3(4):289.
[48] Gleissberg W. A table of secular variations of the solar cycle[J]. Terrestrial Magnetism and Atmospheric Electricity, 1994, 49:243.
[49] Imbrie J, Boyle E, Clemens S, et al. On the structure and origin of major glaciation cycles, linear responses to Milankovitch forcing[J]. Paleoceanography, 1992, 7:701-738.
[50] McIntyre A, Molfino B. Forcing of Atlantic equatorial and subpolar millennial cycles by precession[J]. Science,1996, 277:1867-1870.
[51] MacAyeal D R. Binge/purge oscillations of the Laurentide ice sheet as a cause of the North Atlantic's Heinrich events[J]. Plaeoceanography, 1993, 8:775-784.
[52] Bond G, Broecker W, Johnsen S, et al. Correlations between climate records from North Atlantic sediment and Greenland Ice[J]. Nature,1993,365:143-147.
[53] Sakia K, Peltier W R. A multi-basin reduced model of the global thermohaline circulation:paleoceanographic analyses of the origins of ice-age climate instability[J]. Journal Geophysical Research Ocean, 1996, 101(C10):22535-22562.
[54] Hoyt D V, Schatten K H. The Role of the Sun in Climate Change[M]. Oxford:Oxford University Press, 1997.
[55] VanGeel G, Raspopov O M, Renssen H, et al. The role of solar forcing upon climate change[J]. Quaternary Science Reviews, 1999, 18:331-338.
[56] Beer J, Mende W, Stellmacher R. The role of the sun in climate forcing[J]. Quaternary Science Review, 2000, 19:403-415.
[57] Bond G, Kromer B, Beer J, et al. Persistent solar influence on North Atlantic climate during the Holocene[J]. Science, 2001, 294:2130-2136.
[58] Wagner G, Livingstone D M, Masarik J, et al. Some results relevant to the discussion of a possible link between cosmic rays and the Earth's climate[J]. J. Geophys. Res., 2001,106(D4):3381-3388.
[59] VanGeel B, Plicht J V, Renssen H. Major △14C excursions during the late glacial and early Holocene:changes in ocean ventilation or solar forcing of climate change?[J].Quaternary International, 2003, 105:71-76.
[60] Hong Y T, Jiang H B, Liu T S, et al. Response of climate to solar forcing recorded in a 6000 year time δ18O series of Chinese peat cellulose[J].The Holocene,2000,10(1):1-7.
[61] Perry C A, Hsu K J. Geophysical, archaeological, and historical evidence support a solar output model for climate change[J].Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America, 2000,97(23):12433-12438.
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