Variation of East Asian summer monsoon since MIS3 recorded by an absolutely-dated stalagmite from north China
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摘要: 基于山西龙洞8个铀钍年代和100个氧同位素数据(δ18O)重建了深海氧同位素(MIS)3阶段以来东亚夏季风演化历史。石笋L8沉积并不连续，主要生长在58.0~54.5, 27.1~18.0和6.8~3.9kaBP 3个阶段。不同于季风边缘区其他洞穴记录，石笋δ18O值在24.5kaBP突然增加1‰，表明MIS2早期内陆地区经历了一次显著的弱季风过程，可能响应于北大西洋Heinrich 2事件。石笋δ18O序列伴随着轨道尺度太阳辐射的变化，晚全新世δ18O值持续偏重意味着低纬热带辐合带逐步南移，导致北方地区夏季风降水持续减少。Dansgaard-Oeschger(D-O)15事件具有明显的双峰结构，与格陵兰冰心记录的亚千年尺度温度波动几乎同步变化。Abstract: The high-resolution oxygen isotope sequence established upon 100 oxygen isotope samples and 8 230Th dates from the Dragon Cave, Shanxi province, north China, provides a detailed history of East Asian summer monsoon (EASM) variation since Marine Isotope Stages (MIS) 3. The sample L8 grew discontinuously during the periods from 58.0 to 54.5 kaBP, 27.1 to 18.0 kaBP, 6.8 to 3.9 kaBP, respectively. On the orbital scale, the long-term trend of the δ18O record generally follow the North Hemisphere Insolation changes. However, the L8 δ18O value abruptly increased by 1‰ at 24.5 kaBP, indicating an abrupt weak monsoon event possibly associated with the Heinrich event 2 in the North Atlantic region. Moreover, gradual enrichment of δ18O since ~ 6 kaBP also indicates steadily weakening of EASM, responding to southward retreat of the Intertropical Convergence Zone. During the early MIS3, our record shows two millennial-scale strong summer events, analogous in timing and structure to the Greenland Dansgaard-Oeschger events 16-15. The latter event (DO15) exhibits two distinct phases, consistent with the centennial shifts in Greenland temperature changes. This relationship reveals a tight coupling between high- and low-latitude climates at sub-millennial scales, implying a role of the large-scale ocean- atmosphere circulation in linking Greenland temperature and the Asian monsoon.
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Keywords:
- Loess Plateau /
- stalagmite /
- Dansgaard-Oeschger 15 event /
- Heinrich event 2
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大量的地质证据表明末次冰期存在显著的千年尺度气候突发事件，即Dansgaard-Oeschger(D-O)和Heinrich (H)事件。这些气候事件不仅仅局限于北大西洋高纬地区，在低纬季风区、赤道地区、南极及其邻近海域都发现类似的千年尺度气候事件[1]。南京葫芦洞石笋记录表明末次冰期东亚夏季风强弱变化与北大西洋地区温度波动存在密切的联系，并进一步识别出连续的千年尺度气候突变事件[2]。尽管东亚季风区高分辨率石笋记录不断涌现，但人们对气候突发事件区域性特征的认识仍存在争议。例如，南京葫芦洞记录的DO 15是一个单峰结构[2]，而贵州雾露洞则显示为双峰结构[3]，最近的河北兴隆洞也显示为单峰结构[4]。另外，在H2事件期间，湖北天鹅洞[5]、南京葫芦洞[2]、贵州大石包[6]石笋δ18O记录显著正偏(振幅约2‰)，但甘肃万象洞则显示δ18O值并未显示出明显的偏正过程，而是呈现出平稳的波动特征[7]。类似不明显的H2弱季风事件也记录在湖南金牛洞石笋δ18O记录中[8]。这些洞穴记录差异背后的原因是什么？这里仍需要更多的地质记录去相互对比、验证。黄土高原位于现代东亚夏季风影响的边缘区，对东亚夏季风强/弱变化非常敏感。本文以山西龙洞石笋(编号：L8)为研究对象，重建了深海氧同位素(MIS)3阶段以来东亚夏季风的演化过程，通过与南京葫芦洞、极地冰心等记录进行对比，尝试探讨了末次冰期以来千年-亚千年尺度东亚夏季风变化的区域性特征及驱动机制。
1. 研究区域、材料与方法
山西省地处大陆东岸中纬度内陆，是典型的为黄土广泛覆盖的山地高原，其地势东北高西南低，有利于亚洲夏季风的入侵。同时，该区域又处于亚洲夏季风影响的边缘区，对冬、夏季季风环流的进退变化非常敏感。在冰期，强劲的冬季风环流导致内陆沙漠区不断扩张，大气粉尘浓度明显增加，高原黄土堆积显著增厚。相反，在间冰期，来自低纬的夏季风深入西北内陆干旱区，给当地带来了丰富的降雨，致使内陆沙漠区不断退缩，大气粉尘浓度降低，高原黄土成壤作用明显增强[9]。
龙洞(38°46′N, 113°16′E)位于山西省长治市东南60 km处，洞口海拔为1600 m。洞长约1000 m，过道狭窄，碳酸盐景观丰富。洞外植被覆盖较好，主要由灌木和乔木组成。近几年洞穴观察发现此洞冬、春季无滴水，夏、秋季滴水明显增加。洞内实测温度为11℃，湿度接近100%。受东亚夏季风的影响，区域年平均降雨量约为530mm，集中分布在5—10月，约占全年降雨量的87%。
L8收集时已停止生长，高约100mm，外表皮光滑且颜色泛白。样品呈柱形平顶状，底部直径约为10mm，顶部直径为5mm。取其一半打磨抛光，在日光下可见清晰水平状生长层，呈现出3个明显的沉积旋回(图 1)。样品自上而下均由纯净碳酸盐方解石组成，岩性致密无溶孔。在距离顶部29 mm处有1条颜色为棕黄的泥土细带且具有明显的风化面，表明其存在一次明显的沉积间断。在此深度以上，石笋垂直生长轴中心位置向右偏离了约2 cm，其直径由10 mm变为5 mm。另外，在距离顶部75 mm处也存在一条黑色条带且具有明显风化面，同样指示了一次沉积间断。在抛光面上，用直径为0.9 mm牙钻沿石笋地层顺序钻取8个年代样，在台湾大学高精度质谱与环境变迁实验室测试完成[10, 11]，分析仪器为MC-ICP-MS Neptune，年龄分析误差为± 2σ，结果见表 1。同时，沿石笋生长中心轴采用0.3 mm的钻头，以1 mm为间距获取100个氧同位素数据，分析误差小于±0.06‰，VPDB标准，由南京师范大学地理科学学院同位素实验室完成。
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图 1 山西龙洞石笋年龄-深度与岩心图误差棒表示石笋的实测年龄误差，灰色条带指示沉积间断，MIS代表深海氧同位素阶段Figure 1. 230Th age vs. depth of stalagmite L8 from Dragon Cave and its photo表 1 石笋L8的ICP-MS测年结果Table 1. The results of ICP-MS 230Th dating for stalagmite L8样品号-深度 238U ×10-9 232Th ×10-12 234U测量值a [230Th/238U]活度比c 未校正年龄(aBP) 校正年龄(aBP)c, d δ234Uinitial校正初始值b L8-3 621±1 70±5 3718±6.0 0.1693±0.0008 3905±19 3905±19 3760±6 L8-20 492±1 2897±19 3716±12 0.2455±0.0016 5730±41 5679±44 3777±12 L8-26 476±1 1540±6 3701±4 0.2886±0.0013 6794±33 6776±34 3773±5 L8-36 1194±2 51±5 3528±7 0.7362±0.0016 18861±54 18859±54 3722±7 L8-52 1614±2 238±7 3522.8±6 0.8688±0.0020 22580±64 22579±64 3755±6 L8-71 903±1 87±4 3491.2±5 1.0168±0.0019 27027±67 27027±67 3769±6 L8-79 2117±4 208±18 2997.0±8 1.6756±0.0038 55079±201 55079±201 3502±9 L8-92 1177±12 68±5 2959.7±6 1.7070±0.0036 57015±177 57013±177 3477±7 注：a.δ234U=([δ234U/δ238U]activity-1)x1000;b.δ234Uinitial校正初始值计算是依据公式δ234Uinitial=δ234Umeasured×eλ234*T; T是校正年龄; c.[230Th/238U]活度计算为[230Th/238U]activity=1-e-λ230T+(δ234Umeasured/1000)[λ230/(λ230-λ234)](1-e-(λ230-λ234)T); 230Th, 234U, 及238U半衰期沿用Shen等的使用值[10]; d.校正年龄假设的初始230Th/232Th原子数比值为4±2×10-6; 年龄(aBP)以相对公元1950年表示 2. 结果
2.1 石笋时标序列的建立
由表 1可知，石笋238U含量相对较高，而232Th含量相对较低，因此，测年精度整体较高。仅距顶20 mm和26 mm处样品钍含量超过1 ng/g，可能是由于采样区碳酸盐沉积物不纯净所致(图 1)。所测样品年龄均按沉积先后序列正常排列，本文通过对实测年龄点线性等间距内插建立MIS3阶段以来石笋沉积演化时间序列。结果显示：石笋L8沉积开始于58.0 kaBP，随后连续生长至54.5 kaBP。沉积间断2持续时间最长，约28 kaBP，经历了MIS3晚期和MIS2早期(图 1)。从27.1 kaBP开始石笋再次连续沉积直至距今18.0 kaBP。沉积间断1发生在18.0~6.8 kaBP。进入中全新世，石笋再次开始生长直至晚全新世。在不同生长阶段，生长速率在0.4~0.9 mm/ka之间变化。其中，MIS2阶段生长速率最低为0.4 mm/ka，而全新世生长速率最高为0.9 mm/ka。
2.2 石笋氧同位素记录
图 2显示冰期-间冰期期间石笋δ18O在-11‰ ~ 7.8‰之间波动，变化幅度超过3‰，其长期趋势变化随着北半球太阳辐射量的变化而变化。由于沉积间断，整个序列被分为3个时段：(1)58.0~54.5 kaBP，即MIS3阶段早期，石笋δ18O值并不稳定，在58.0~56.0 kaBP期间δ18O值逐步偏正。一个短暂的(约300年)δ18O偏负过程维持在55.4~55.1 kaBP，随后δ18O突然从-9.3‰增加到-7.9‰。另一个短暂的δ18O偏负过程发生在54.8 kaBP；(2)27.1 kaBP以来δ18O值逐渐偏重。在24.5 kaBP，δ18O突然变重1 ‰，随后又快速变轻；(3)晚全新世以来(6.8~3.9 kaBP)，δ18O值持续偏重。
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图 2 山西龙洞(黑色)和江苏葫芦洞(灰色)石笋δ18O记录对比图中数字指示DO事件，H2指示北大西洋冰漂碎屑事件，点线代表太阳辐射曲线Figure 2. Comparison of δ18O records of Dragon (black) and Hulu (gray) caves during the last glacial period3. 讨论
3.1 石笋L8记录的两个主要沉积间断
过去的研究表明[12, 13]：在轨道尺度上，洞穴石笋生长速率的快慢变化可以有效的指示大区域间干湿程度的变化。例如统计湖北三宝洞0.22Ma 19支石笋平均生长速率发现[14]：间冰期平均生长速率(70μm/a)比冰期增加了2~3倍以上，且具有“爆发式”快速生长的特点，指示了间冰期暖湿的气候条件有利于多数石笋快速沉积。山西石笋L8记录了两次持续时间均超过万年的沉积间断过程。沉积间断1主要发生在18.0~6.8kaBP，包括了末次冰消期和早全新世。沉积间断2主要发生在54.5~27.1kaBP，包括了施雅风等提出的北方3~4万年的高温大降水事件[15]。然而，值得注意的是在MIS3中期，冰消期或气候条件更好的早全新世，石笋L8并没有沉积。相反，在末次冰期温度很低的H2阶段依然有石笋发育。另外，与龙洞相距不到150km的阳泉莲花洞内多支石笋从冰消期以来持续沉积[16]。而且，来自龙洞最新的其它石笋铀钍年代结果(未发表数据)显示在早全新世以及3~4万年期间均有石笋沉积。这一矛盾的事实表明沉积间断1与2的发生并非外界气候变化所引起的。我们推测它可能是由洞穴上覆岩层滴水通道偶然堵塞所致。从图 1剖面图来看，在沉积间断1与2前后石笋L8垂直生长轴心均发生了明显位移。这一事实也证实了供养石笋L8生长的洞穴顶部滴水通道发生了多次堵塞和改道。总之，利用石笋沉积间断的发生来推测洞穴外部区域气候环境的变化仍需谨慎对待，这里还需要来自同一洞穴或相邻其他洞穴多支石笋记录去相互验证。
3.2 不同区域石笋δ18O记录对比
山西龙洞与南京葫芦洞δ18O记录的重现性结果(图 2)表明石笋L8是在同位素平衡分馏条件下沉积的，故其δ18O变化主要取决于洞穴地点大气降水同位素组成及地表年均温的变化。现代洞穴监测结果[17-19]表明：在东亚季风区，石笋δ18O主要反映了洞穴外界大气降水氧同位素值的变化。近年来，人们对中国石笋δ18O代用指标的气候意义指示一直存在很大的争议[20-23]。部分学者认为中国石笋δ18O指标不能有效地指示东亚夏季风强度的变化，可能更好的反映了水汽源的变化或者是水汽传输路径的变化[21-23]。最近，Cheng等[24]继承并发展了过去工作中对石笋δ18O指标气候意义的理解，认为中国石笋δ18O记录所指示的亚洲夏季风变化应该代表的是一种平均态夏季风强度的变化或者是综合水汽输送的结果。换句话说，高比例的区域夏季风降水(相对于年总降水量)或者是不同源区水汽高度综合的夏季风降水能够导致当地洞穴石笋δ18O值明显偏负。这一理解也得到经验模拟结果的支持[25]。北京Kulishu洞石笋年内季节性氧同位素比率分析结果也表明早全新世较轻的δ18O值密切联系与强的夏季风带来的充沛降水量[26]。另外，内蒙古东部达里湖湖平面记录[27](通常被看作为亚洲夏季风强度变化的主要代用性指标之一)显示：在早中全新世高湖平面期对应于黄土高原莲花洞石笋δ18O值偏负时段[16]，反之亦然。为此，我们理解山西龙洞石笋δ18O值越偏负，表示亚洲夏季风越强，当地季风降水愈多；反之亦然(至少在北中国)。
在研究时段，龙洞与葫芦洞石笋δ18O记录在突变事件形态、转型特征和持续时间等方面表现较为一致：(1)在H2事件过程中，两地石笋δ18O值都是突然快速增加，随后缓慢减轻，呈明显的“不对称型”结构特征。这一特征也呈现在葫芦洞石笋记录的H1事件中[2]；(2)在测年误差范围内，两地石笋记录的DO15、DO16强夏季风事件起、止时间，持续时间几乎一一对应(图 3)。考虑到山西龙洞位于内陆季风区，而葫芦洞位于沿海地区，两地石笋δ18O记录在千年尺度上的一致性表明东亚夏季风强弱变化具有广泛的区域性影响特征。
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图 3 山西龙洞、江苏葫芦洞、贵州雾露洞和格陵兰NGRIP冰心δ18O记录对比(图中数字指示亚千年DO事件, 所有δ18O记录均在各自的时间标尺上)Figure 3. δ18O records of stalagmites from the Dragon (B), Hulu (C) and Wulu (D) Caves across China and comparison with the NGRIP ice core δ18O record (A) from the Greenland两地记录在细节上也存在差异，主要表现为：(1)在MIS2阶段，葫芦洞石笋δ18O平均值明显比MIS3更加偏正，但这一现象在龙洞石笋记录中并不明显(需要以后进一步验证)；(2)受距离水汽源区远近以及洞穴高程差异影响，龙洞石笋δ18O序列比葫芦洞δ18O记录系统偏负1.3‰；(3)L8石笋记录了DO15“双峰”结构特征，与邻近的黄土记录[9]以及贵州雾露洞石笋记录结果相一致[3]；(4)在DO16事件中，石笋L8 δ18O值逐渐偏正，不同于葫芦洞δ18O值逐渐偏负的趋势特征，其原因目前并不清楚。对比两地石笋独立δ18O时标序列发现：山西龙洞和南京葫芦洞记录共同记录了一次显著的弱夏季风事件，即H2事件。该弱季风事件同样记录在湖北天鹅洞[5]和贵州大石包洞[6]，且具有相似的“不对称”型结构特征[6]。最近，Rao等[28]利用黄土高原有机碳同位素数据和现代观测资料，定量重建了高原西部地区末次冰期以来夏季风降水量的变化过程。其结果显示在H2事件期间，夏季风降水明显减少，与上述石笋δ18O记录的结果相一致。但有趣的是甘肃万象洞石笋记录显示：在H2事件过程中，δ18O值并未显示出明显的偏正过程，而是呈现出平稳的波动[7]。类似不明显的H2弱季风事件也记录在湖南金牛洞石笋δ18O记录中[8]。我们推测H2弱季风事件在金牛洞和万象洞的缺失可能是其洞穴体系非气候因素的复杂性干扰了石笋δ18O记录。正如过去的研究工作[29]显示湖北三宝洞上覆岩层内渗透水长期混合效应可能平滑掉了相应高频气候信号，导致“8200年气候突变事件”在三宝洞石笋δ18O记录中不明显，而邻近的湖北青天洞[30]与和尚洞[31]却清晰的记录了这一突变事件。
在轨道尺度上，两地记录都伴随着北半球夏季太阳辐射变化而变化。在早中全新世，随着热带赤道辐合带的北移，增强的亚洲夏季风环流携带了大量的低纬水汽深入黄土高原地区，导致当地夏季降水明显增多，石笋δ18O值更加偏负[16]。而晚全新世以来夏季风强度随着当地太阳辐射能量的减小而逐渐减弱，华北地区夏季降水量的明显减少导致L8 δ18O值越来越偏正。
3.3 千年-亚千年高低纬记录对比
山西石笋δ18O记录了MIS 3阶段千年-亚千年尺度东亚夏季风强弱变化过程。这种快速的短尺度气候突变过程在峰形特征方面非常类似于格陵兰冰心δ18O记录[32]，主要表现在(图 3)：(1)在DO16事件期间，石笋δ18O值逐渐偏正，平行于格陵兰冰心δ18O记录；(2)DO15事件存在“双峰”特征，其中DO15b持续时间较长但振荡较小，而DO15a持续时间短但振荡幅度大(1.9‰)。目前，格陵兰多支冰心统一合成的标准时标序列为The Greenland Ice Core Chronology 2005，简称GICC05时标[32]。该时标是基于冰心多指标相互验证的年纹层计数时标序列，在MIS3早期累计年龄误差在1ka左右。山西L8石笋记录的DO16a, DO15夏季风增强事件分别开始于58.03和55.3kaBP，对应于格陵兰冰心相应暖事件(DO事件)的开始时间为58.04和55.8 kaBP。在其各自年龄误差范围内，这种高、低纬气候突发事件起始时间的一致性不仅支持了MIS3阶段GICC05时标，还表明千年-亚千年尺度亚洲夏季
风强弱变化与北高纬地区气温变化仍存在密切的遥相关性[2]。正如Wang等[2]所指出末次冰期千年尺度亚洲夏季风强弱变化可能归因于海洋与大气环流的快速重组。在冰阶或H事件期间，北大西洋海表温剧降导致半球间热力差异增大，推动低纬热带辐合带南撤[33]。与此同时，北半球高纬地区快速变冷也有利于西伯利亚高压的增强，从而加强冬季风环流，减弱夏季风环流。甘肃靖远黄土粒度记录显示末次盛冰期期间冬季风异常强烈，中国北方气候寒冷干燥[9]，山西石笋L8在MIS2阶段生长最为缓慢。相反，在DO事件期间，北大西洋温盐环流快速恢复以及赤道热带辐合带北移[33]，致使高纬格陵兰地区气温快速上升，低纬亚洲夏季风环流明显增强[2]。
4. 结论
(1) 地处现代季风边缘区的山西龙洞石笋间段性地记录了MIS3阶段以来东亚夏季风的演化历程。通过铀钍定年，石笋L8主要生长在58.0~54.5, 27.1~18.0和6.8~3.9kaBP 3个阶段。两个持续时间均超过万年的沉积间断分别发生在18.0~6.8kaBP和54.5~27.1kaBP，可能主要归因于洞穴上覆岩层滴水通道的偶然堵塞；
(2) 在相同生长时段内，山西龙洞、南京葫芦洞以及贵州雾露洞石笋δ18O记录在千年尺度上的一致性表明了东亚夏季风强弱变化具有广泛的区域性特征。在H2时期，石笋δ18O值显著偏正，表明亚洲季风区经历了一次明显的弱季风事件，夏季风降水明显减少。而晚全新世L8石笋δ18O值持续偏重意味着低纬热带辐合带逐步南移，导致中国北方地区夏季风降水持续减少；
(3) 与格陵兰冰心δ18O记录对比发现：在千年-亚千年尺度上，两者在突变事件的起止时间、转型与结构特征等方面非常相似，如典型DO15“双峰”结构。这种一致性表明千年-亚千年尺度亚洲夏季风强弱变化与北高纬地区气温变化仍存在密切的遥相关性；
致谢: 感谢台湾大学地质科学系沈川州教授在230Th定年中给予的帮助。 -
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图 1 山西龙洞石笋年龄-深度与岩心图
误差棒表示石笋的实测年龄误差，灰色条带指示沉积间断，MIS代表深海氧同位素阶段
Figure 1. 230Th age vs. depth of stalagmite L8 from Dragon Cave and its photo
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图 2 山西龙洞(黑色)和江苏葫芦洞(灰色)石笋δ18O记录对比
图中数字指示DO事件，H2指示北大西洋冰漂碎屑事件，点线代表太阳辐射曲线
Figure 2. Comparison of δ18O records of Dragon (black) and Hulu (gray) caves during the last glacial period
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图 3 山西龙洞、江苏葫芦洞、贵州雾露洞和格陵兰NGRIP冰心δ18O记录对比
(图中数字指示亚千年DO事件, 所有δ18O记录均在各自的时间标尺上)
Figure 3. δ18O records of stalagmites from the Dragon (B), Hulu (C) and Wulu (D) Caves across China and comparison with the NGRIP ice core δ18O record (A) from the Greenland
表 1 石笋L8的ICP-MS测年结果
Table 1 The results of ICP-MS 230Th dating for stalagmite L8
样品号-深度 238U ×10-9 232Th ×10-12 234U测量值a [230Th/238U]活度比c 未校正年龄(aBP) 校正年龄(aBP)c, d δ234Uinitial校正初始值b L8-3 621±1 70±5 3718±6.0 0.1693±0.0008 3905±19 3905±19 3760±6 L8-20 492±1 2897±19 3716±12 0.2455±0.0016 5730±41 5679±44 3777±12 L8-26 476±1 1540±6 3701±4 0.2886±0.0013 6794±33 6776±34 3773±5 L8-36 1194±2 51±5 3528±7 0.7362±0.0016 18861±54 18859±54 3722±7 L8-52 1614±2 238±7 3522.8±6 0.8688±0.0020 22580±64 22579±64 3755±6 L8-71 903±1 87±4 3491.2±5 1.0168±0.0019 27027±67 27027±67 3769±6 L8-79 2117±4 208±18 2997.0±8 1.6756±0.0038 55079±201 55079±201 3502±9 L8-92 1177±12 68±5 2959.7±6 1.7070±0.0036 57015±177 57013±177 3477±7 注：a.δ234U=([δ234U/δ238U]activity-1)x1000;b.δ234Uinitial校正初始值计算是依据公式δ234Uinitial=δ234Umeasured×eλ234*T; T是校正年龄; c.[230Th/238U]活度计算为[230Th/238U]activity=1-e-λ230T+(δ234Umeasured/1000)[λ230/(λ230-λ234)](1-e-(λ230-λ234)T); 230Th, 234U, 及238U半衰期沿用Shen等的使用值[10]; d.校正年龄假设的初始230Th/232Th原子数比值为4±2×10-6; 年龄(aBP)以相对公元1950年表示 
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[1] Voelker A H L. Global distribution of centennial-scale records for Marine Isotope Stage (MIS) 3: a database[J]. Quaternary Science Reviews, 2002, 21: 1185-1212. doi: 10.1016/S0277-3791(01)00139-1
[2] Wang Y J, Cheng H, Edwards R L, et al. A high-resolution absolute-dated late Pleistocene monsoon record from Hulu Cave, China[J]. Science, 2001, 294: 2345-2348. doi: 10.1126/science.1064618
[3] Liu, D B, Wang Y J, Cheng H, et al. Sub-millennial variability of Asian monsoon intensity during the early MIS 3 and its analogue to the ice age terminations[J]. Quaternary Science Reviews, 2010, 29:1107-1115. doi: 10.1016/j.quascirev.2010.01.008
[4] Duan W H, Cheng H, Tan M, et al. Onset and duration of transitions into Greenland Interstadials 15.2 and 14 in northern China constrained by an annually laminated stalagmite[J]. Scientific Reports, 2016, 6, 20844; dio:10.1038/srep20844. doi: 10.1038/srep20844
[5] 陈世涛, 汪永进, 吴江滢, 等.东亚季风气候变化对Heinrich2事件的响应:来自石笋的高分辨率记录[J].地球化学, 2006, 35(6):586-592. doi: 10.3321/j.issn:0379-1726.2006.06.002 CHEN Shitao, WANG Yongjing, WU Jiangying, et al. An event of the East Asian monsoon responding to Heinrich Event 2: evidence from high-resolution stalagmite record[J]. Geochimica, 2006, 35 (6): 586-592. doi: 10.3321/j.issn:0379-1726.2006.06.002
[6] Zhao K, Wang Y J, Edwards R L, et al. High-resolution stalagmite δ18O records of Asian monsoon changes in central and southern China spanning the MIS 3/2 transition[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2010, 298:191-198. doi: 10.1016/j.epsl.2010.07.041
[7] 吴秀平, 吴锦奎, 候典炯, 等.黄土高原西部石笋记录的H2事件特征[J].地球科学-中国地质大学学报, 2013, 38(3):471- 481. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/dqkx201303004 WU Xiuping, WU Jinkui, HOU Dianjiong, et al. Characteristics and variability of Heirich-2 event recorded by stalagmite oxygen isotopic composition in the western Loess Plateau[J]. Journal of China University of Geosciences, 2013, 38 (3): 471-481. http://d.old.wanfangdata.com.cn/Periodical/dqkx201303004
[8] Cosford J, Qing H R, Lin Y, et al. The East Asian monsoon during MIS 2 expressed in a speleothem δ18O record from Jintanwan Cave, Hunan, China[J]. Quaternary Research, 2010, 73:541-549. doi: 10.1016/j.yqres.2010.01.003
[9] Sun Y B, Clemens S C, Morrill C, et al. Influence of Atlantic meridional overturning circulation on the East Asian winter monsoon[J]. Nature Geoscience, 2012, 5: 46-49. doi: 10.1038/ngeo1326
[10] Shen C C, Edwards R L, Cheng H, et al. Uranium and thorium isotopic and concentration measurements by magnetic sector inductively coupled plasma mass spectrometry[J]. Chemical Geology, 2002, 185: 165-178. doi: 10.1016/S0009-2541(01)00404-1
[11] Shen C C, Wu C C, Cheng H, et al. High-precision and high-resolution carbonate 230Th dating by MC-ICP-MS with SEM protocols[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2012, 99: 71-86. doi: 10.1016/j.gca.2012.09.018
[12] Fleitmann D, Burns S, Pekala M et al. Holocene and Pleistocene pluvial periods in Yemen, southern Arabia[J]. Quaternary Science Reviews, 2011, 30:783-787. doi: 10.1016/j.quascirev.2011.01.004
[13] Wang X F, Auler A S, Edwards R L et al. Wet periods in northeastern Brazil over the past 210 ka linked to distant climate anomalies[J]. Nature, 2004, 432:740-743. doi: 10.1038/nature03067
[14] 董进国.湖北三宝洞石笋生长速率及其古气候意义[J].第四纪研究, 2013, 33:146-154. doi: 10.3969/j.issn.1001-7410.2013.01.16 DONG Jinguo. The growth and the paleoclimatic significance of stalagmites in Sanbao cave, Hubei[J]. Quaternary Sciences, 2013, 33: 146-154. doi: 10.3969/j.issn.1001-7410.2013.01.16
[15] 施雅风, 于革. 40~30 kaBP中国暖湿气候和海侵的特赠与成因探讨[J].第四纪研究, 2003, 23:1-11. doi: 10.3321/j.issn:1001-7410.2003.01.001 SHI Yafeng, Yu Ge. Warm-humid climate and transgressions during 40~30 kaBP and their potential mechanisms[J]. Quaternary Sciences, 2003, 23: 1-11. doi: 10.3321/j.issn:1001-7410.2003.01.001
[16] Dong J G, Shen C C, Kong X G, et al. Reconciliation of hydroclimate sequences from the Chinese Loess Plateau and low-latitude East Asian Summer Monsoon regions over the past 14, 500 years[J].Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2015, 435:127-135. doi: 10.1016/j.palaeo.2015.06.013
[17] 白晓, 桑文翠, 李丰山, 等.武都万象洞方解石现代沉积体系δ18O值月变化特征[J].地球化学, 2015, 44: 245-253. doi: 10.3969/j.issn.0379-1726.2015.03.004 BAI Xiao, SANG Wencui, LI Fengshan, et al. Monthly isotopic variations of calcite deposition system in Wanxiang Cave, Wudu County, Gandu[J]. Geochimica, 2015, 44 (3): 245-253. doi: 10.3969/j.issn.0379-1726.2015.03.004
[18] 王芳, 孙青, 蔡炳贵, 等.辽宁本溪庙洞降水、滴水和现生碳酸盐钙的δ18O变化特征及其古气候意义[J].第四纪研究, 2016, 36: 1370-1382. doi: 10.11928/j.issn.1001-7410.2016.06.03 WANG Fang, SUN Qing, CAI Binggui, et al. Variation of δ18O in the meteoric precipitation, drip water and their calcite deposition in Miaodong cave, Liaoning province and its implications for palaeoclimatic reconstructions[J]. Quaternary Sciences, 2016, 36: 1370-1382. doi: 10.11928/j.issn.1001-7410.2016.06.03
[19] Tan L C, Cai Y J, Cheng H, et al. Climate significance of speleothem δ18O from central China on decadal timescale[J]. Journal of Asian Earth Sciences, 2015, 106:150-155. doi: 10.1016/j.jseaes.2015.03.008
[20] LeGrande A N and Schmidt G A. Sources of Holocene variability of oxygen isotopes in paleoclimate archives[J]. Climate of the Past, 2009, 5: 441-455. doi: 10.5194/cp-5-441-2009
[21] Liu J B, Chen J H, Zhang X J, et al. Holocene East Asian summer monsoon records in northern China and their inconsistency with Chinese stalagmite δ18O records[J]. Earth Science Reviews, 2015, 148: 194-208. doi: 10.1016/j.earscirev.2015.06.004
[22] Pausata F, Battisti D, Nisancioglu K, et al. Chinese stalagmite δ18O controlled by changes in the Indian monsoon during a simulated Heinrich event[J]. Nature Geoscience, 2011, 4: 474-480. doi: 10.1038/ngeo1169
[23] Maher B A. Holocene variability of the East Asian summer monsoon from Chinese cave records: a re-assessment[J]. The Holocene, 2008, 18: 861-866. doi: 10.1177/0959683608095569
[24] Cheng H, Edwards R L, Sinha A et al. The Asian monsoon over the past 640, 000 years and ice age terminations[J]. Nature, 2016, 534: 640-646. doi: 10.1038/nature18591
[25] Liu Z Y, Wen X Y, Brady E C, et al. Chinese cave records and the East Asia Summer Monsoon[J]. Quaternary Science Reviews, 2014, 83: 115-128. doi: 10.1016/j.quascirev.2013.10.021
[26] Orland I J, Edwards R L, Cheng H, et al. Direct measurements of deglacial monsoon strength in a Chinese stalagmite[J]. Geology, 2015, 43: 555-558. doi: 10.1130/G36612.1
[27] Goldsmith Y, Broecker W S, Xu H, et al. Northward extent of East Asian monsoon covaries with intensity on orbital and millennial timescales[J]. Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America, 2017, 114: 1817-1821. doi: 10.1073/pnas.1616708114
[28] Rao Z G, Chen F H, Cheng H, et al. High-resolution summer precipitation variations in the western Chinese Loess Plateau during the last glacial[J]. Scientific Reports, 2013, 3, 2785;dio:10.1038/srep02785. doi: 10.1038/srep02785
[29] Dong J G, Wang Y J, Cheng H, et al. A high-resolution stalagmite record of the Holocene East Asian monsoon from Mt Shennongjia, central China[J]. The Holocene, 2010, 20: 257-264. doi: 10.1177/0959683609350393
[30] Liu D B, Wang Y J, Cheng H, et al. Cyclic changes of Asian monsoon intensity during the early mid-Holocene from annually-laminated stalagmites, central China [J]. Quaternary Science Reviews, 2015, 121: 1-10. doi: 10.1016/j.quascirev.2015.05.003
[31] Liu Y H, Henderson G M, Hu C Y, et al. Links between the East Asian monsoon and North Atlantic climate during the 8, 200 year event[J]. Nature Geoscience, 2013, 6: 117-120. doi: 10.1038/ngeo1708
[32] Svensson A, Andersen K K, Bigler M, et al. A 60 000 year Greenland stratigraphic ice core chronology[J]. Climate of the Past, 2008, 4: 47-57. doi: 10.5194/cp-4-47-2008
[33] Schneider T, Bischoff, T, Haug G H. Migrations and dynamics of the intertropical convergence zone[J]. Nature, 2014, 531: 45-53. http://www.wanfangdata.com.cn/details/detail.do?_type=perio&id=99f96a9b19302c00ef5d2773a72def8e
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期刊类型引用(2)
1. 刘玮, 王利康, 杨振京, 毕志伟, 宁凯, 杨庆华. 太原盆地QK1钻孔60 ka.B.P.以来气候环境演化的沉积记录. 科学技术与工程. 2020(02): 489-496 . 
百度学术
2. 柯学, 张宗言, 李仰春. 文明背后的记录者——历史的更迭与气候的变化. 华南地质与矿产. 2018(03): 271-275 . 百度学术
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