肖思雅 , 李廷勇 , 陳朝軍,黃冉,王濤,吳堯, 徐玉珍, 邱海英, 黃洋陽(yáng), 李俊云

1) 西南大學(xué)地理科學(xué)學(xué)院巖溶環(huán)境重慶市重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,重慶,400715;

2) 自然資源部/廣西巖溶動(dòng)力學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院巖溶地質(zhì)研究所,廣西桂林,541004;

3) 云南省高原地理過(guò)程與環(huán)境變化重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,云南師范大學(xué)地理學(xué)部,昆明, 650500

內(nèi)容提要:小冰期是過(guò)去一千年中全球氣候變化的重要事件之一。 關(guān)于小冰期時(shí)中國(guó)季風(fēng)區(qū)和西風(fēng)影響區(qū)氣候變化的對(duì)比研究眾多,但是缺乏中國(guó)南方地區(qū)降水模式時(shí)空差異的研究,難以了解中國(guó)南方地區(qū)降水變化規(guī)律。為了系統(tǒng)地了解小冰期時(shí)中國(guó)南方地區(qū)降水的復(fù)雜性,本文將中國(guó)南方地區(qū)劃分為東南—華南沿海地區(qū)、中部地區(qū)以及西南地區(qū)三個(gè)區(qū)域,總共選取了19 條高分辨率的古氣候記錄進(jìn)行對(duì)比研究,主要有以下幾點(diǎn)認(rèn)識(shí):① 相對(duì)于中世紀(jì)暖期而言,小冰期期間中國(guó)南方東南—華南沿海地區(qū)的氣候偏濕,這可能與雨帶在中國(guó)南方的滯留時(shí)間延長(zhǎng)和沿海地區(qū)受臺(tái)風(fēng)的影響增強(qiáng)有關(guān)。 ② 中國(guó)中部地區(qū)秦嶺南麓和神農(nóng)架高山林區(qū)在小冰期時(shí)期主要呈“冷濕”的模式,差異在于秦嶺南麓區(qū)域主要在小冰期中后期偏濕,這與中部其他區(qū)域偏“冷干”的模式不同。 這種區(qū)域差異可能是由于地形地勢(shì)和大氣環(huán)流的復(fù)雜性導(dǎo)致。 ③ 中國(guó)西南地區(qū)受印度夏季風(fēng)和東亞夏季風(fēng)的共同影響,且該區(qū)域地形復(fù)雜,其氣候變化在小冰期時(shí)期存在更加明顯的空間差異,沒(méi)有呈現(xiàn)出比較一致的降水模式。 與小冰期期間的降水變化不同的是,近30 年?yáng)|南—華南沿海地區(qū)除了臺(tái)灣和雷州半島,其他區(qū)域降水明顯減少,可能受氣溫和人類(lèi)活動(dòng)等因素的影響。 通過(guò)結(jié)合高分辨率的古氣候記錄,我們系統(tǒng)分析了中國(guó)南方小冰期的干濕模式在時(shí)空上的差異及其可能的影響因子,這對(duì)于認(rèn)識(shí)小冰期時(shí)中國(guó)南方不同區(qū)域降水的復(fù)雜性及未來(lái)旱澇災(zāi)害的防控具有一定意義。

“小冰期”一詞最早于1939 年由Matthes 提出,用于描述美國(guó)加利福尼亞州內(nèi)達(dá)華山脈的冰川活動(dòng)時(shí)期(Matthes, 1939),泛指全新世氣候最適宜期之后,即大約從2000 a BP 開(kāi)始的寒冷時(shí)期。 后來(lái)“小冰期”主要指距現(xiàn)代最近的一次寒冷期(1300 ～1900 AD) (Jones and Mann, 2004)。 “小冰期”包括冰川學(xué)概念和氣候?qū)W概念(Matthews and Briffa, 2005)。在冰川學(xué)概念上,小冰期是指幾百年以來(lái)最近的一次山脈冰川推進(jìn)時(shí)期,主要表現(xiàn)為阿爾卑斯山(Holzhauser et al., 2005),喜馬拉雅山(Kayastha and Harrison, 2008)等山脈的冰川推進(jìn)。 在氣候?qū)W概念上,小冰期是指距現(xiàn)代最近的主要由于火山爆發(fā)和太陽(yáng)活動(dòng)減弱引起的一次全球性寒冷期。 該時(shí)期北半球的溫度相對(duì)于1961 ～1990 年器測(cè)記錄的平均氣溫下降了0.5℃左右, 不同區(qū)域氣溫下降的幅度存在一定差異(Mann et al., 2009; Wilson et al., 2016)。 小冰期是相對(duì)于之前的中世紀(jì)暖期而言的整體上的變冷現(xiàn)象,但也并非是單調(diào)的寒冷期,期間也有不同頻率的冷暖/干濕波動(dòng)(Paulsen et al., 2003; Li Hongchun et al., 2011; Bronnimann et al., 2019)。

樹(shù)輪、石筍和湖泊等記錄的重建結(jié)果表明小冰期期間中國(guó)東部季風(fēng)區(qū)的水文氣候變化整體上呈“南(濕)—北(干)”的降水模式(Chen Jianhui et al., 2015):即以淮河一線(34 °N)為界,中國(guó)東部季風(fēng)區(qū)內(nèi)南方濕潤(rùn),北方干燥( Kuo Tzshing et al., 2011; Li Hongchun et al., 2011; Chen Jianhui et al., 2015; Cui Anning et al., 2018)。 但是,位于長(zhǎng)江中游的湖北和尚洞石筍δ18O 記錄和江西洗藥湖的孢粉記錄顯示小冰期主要呈“冷干”的模式(Hu Chaoyong et al., 2008; Cui Anning et al., 2018),這與“南(濕)—北(干)”的模式不一致。 說(shuō)明小冰期期間中國(guó)南方地區(qū)的氣候變化也存在差異,可能存在“冷干”和“冷濕”兩種氣候模式,而不是一致呈“冷濕”的模式。

目前關(guān)于小冰期時(shí)期中國(guó)各地氣候變化的研究較多,例如陳發(fā)虎等認(rèn)為小冰期時(shí)西北干旱區(qū)和東部季風(fēng)區(qū)的氣候模式相反,小冰期時(shí)西北干旱區(qū)偏冷濕,而東部季風(fēng)區(qū)偏冷干(Chen Fahu et al., 2010)。 王江林等利用帕爾默干旱指數(shù)重建1300 ～2005 AD 期間青藏高原水分的時(shí)空變化,發(fā)現(xiàn)北大西洋濤動(dòng)和太平洋年代際振蕩分別是造成青藏高原南北方和東西部水分條件差異的主要原因(Wang Jianglin et al., 2014)。 還有學(xué)者利用經(jīng)驗(yàn)?zāi)B(tài)分解法(Empirical mode decomposition, EMD)分析中國(guó)東部地區(qū)東亞夏季風(fēng)強(qiáng)度的時(shí)空變異性,發(fā)現(xiàn)小冰期季風(fēng)區(qū)的氣候模式可以是“暖/濕”和“冷/干”的組合,也可以是“冷/濕”和“暖/干”的組合(Chu Peter et al., 2012),但是缺乏小冰期期間中國(guó)南方地區(qū)氣候干濕變化差異及影響因子的研究。

本文基于中國(guó)南方地區(qū)19 條高分辨率的古氣候記錄,結(jié)合大范圍的冷暖干濕模式和古氣候記錄的區(qū)域性特征,在前人研究的基礎(chǔ)上,對(duì)中國(guó)南方小冰期的降水特征進(jìn)行系統(tǒng)分析,探討以下主要科學(xué)問(wèn)題:① 中國(guó)南方地區(qū)各個(gè)區(qū)域的干濕變化特征;② 影響小冰期時(shí)期中國(guó)南方不同區(qū)域降水的主要因素; ③ 小冰期時(shí)中國(guó)南方地區(qū)的降水模式與現(xiàn)代降水模式的差異。

1 研究區(qū)概況

中國(guó)東部季風(fēng)區(qū)以秦嶺—淮河一線為界限,分為南北兩個(gè)部分,秦嶺—淮河以南為中國(guó)南方地區(qū)。中國(guó)南方地區(qū)可劃分為西南地區(qū)、中部地區(qū)和東南—華南沿海地區(qū),本文以省界線為界對(duì)中國(guó)南方地區(qū)進(jìn)行了大致的劃分(圖1)。 西南地區(qū)包括四川、重慶、貴州和云南;中部地區(qū)主要包括湖南、江西、湖北、安徽,和陜西南部;東南沿海地區(qū)包括江蘇、上海、福建、臺(tái)灣、廣東、廣西。 西南地區(qū)西面為青藏高原,中部地區(qū)北部為秦嶺,東南—華南沿海地區(qū)東臨東海,南臨南海。 中國(guó)南方地區(qū)地勢(shì)西高東低,橫跨中國(guó)地勢(shì)的第二和第三級(jí)階梯,地形地貌復(fù)雜多樣,包含平原、丘陵、山地、盆地和高原五大類(lèi)地形,其氣候以熱帶和亞熱帶季風(fēng)氣候?yàn)橹?雨熱同期。 雖然南方地區(qū)的面積僅占全國(guó)陸地面積的25%,但其人口占全國(guó)總?cè)丝诘?5% (茅海祥和王文, 2011)。 該區(qū)域的干濕變化與人民生活和社會(huì)發(fā)展密切相關(guān),因此深入研究中國(guó)南方地區(qū)的氣候變化具有重要意義。

圖1 本研究中用于對(duì)比分析的古氣候記錄的地理位置圖Fig. 1 Location of paleoclimatic records which are compared in this study

2 數(shù)據(jù)來(lái)源及分析方法

2.1 數(shù)據(jù)來(lái)源

本文總共選取研究區(qū)內(nèi)19 條高分辨率的古氣候記錄,包含歷史資料、石筍δ18O、硅藻、湖泊沉積物的TOC(Total Organic Carbon)、δ13C 和粒徑6 種主要類(lèi)型的記錄,所選記錄均可以反映亞洲夏季風(fēng)強(qiáng)度或與亞洲夏季風(fēng)相關(guān)的降水變化(表1)。 其中,旱澇指數(shù)整理自中國(guó)近500 年旱澇分布圖集 (中央氣象科學(xué)研究院, 1981),大魚(yú)洞石筍δ18O 記錄等8條古氣候記錄下載自美國(guó)國(guó)家海洋和大氣管理局(National Oceanic and Atmospheric Administration, NOAA) (https:/ /www.ncdc.noaa.gov/data- access/paleoclimatology-data),其他9 條古氣候記錄由文獻(xiàn)作者提供。 為了更好地突出小冰期時(shí)期中國(guó)南方地區(qū)內(nèi)部降水變化的規(guī)律,本文呈現(xiàn)的記錄盡可能涵蓋中世紀(jì)暖期(900 ～1300 AD)和小冰期(1300 ～1900 AD)。

表1 本研究中用于分析小冰期中國(guó)南方地區(qū)氣候差異的記錄的基本信息Table 1 The basic information of records used to analyze climate differences in southern China during the Little Ice Age in this study

2.2 分析方法

本文對(duì)19 條記錄進(jìn)行了干濕劃分,方法參考Chen Jianhui et al., 2015。 為了避免原始數(shù)據(jù)分辨率不均一的影響,首先計(jì)算了各條記錄的平均分辨率,再根據(jù)平均分辨率對(duì)各條記錄進(jìn)行等間距線性插值,此步驟在軟件Origin8 中完成。 其次,部分記錄如:旱澇指數(shù)、石筍δ18O 和鄱陽(yáng)湖的δ13Corg記錄,需要乘以 -1 后才進(jìn)行干濕劃分,使其符合“數(shù)據(jù)值越大,則越濕潤(rùn)”的條件;其他符合條件的記錄則可以直接進(jìn)行干濕劃分。 最后計(jì)算各條記錄在900 ～1900 AD 區(qū)間的中值,若某條記錄在小冰期期間的指標(biāo)值大于(小于)其中值的數(shù)據(jù)個(gè)數(shù)超過(guò)數(shù)據(jù)總量的2/3 則為濕(干);若指標(biāo)值大于(小于)其中值的數(shù)據(jù)個(gè)數(shù)占數(shù)據(jù)總量的1/2 ～2/3 則為偏濕(偏干);若指標(biāo)值大于中值和小于中值的數(shù)據(jù)個(gè)數(shù)各占數(shù)據(jù)總量的1/2 則為正常年份。 例如,假設(shè)某條記錄在小冰期期間的數(shù)據(jù)量為N,指標(biāo)中值為x, 那么當(dāng)有超過(guò)N的數(shù)據(jù)量的指標(biāo)的值大于x時(shí),則判斷為濕。

3 結(jié)果

本文選取的記錄中除了大九湖的記錄分辨率為63 a,其他的分辨率均小于15 a,分辨率最高的是貴州董哥洞的石筍δ18O 記錄,約為1 a;測(cè)年精度最高的為陜西大魚(yú)洞的石筍δ18O 記錄,其平均測(cè)年精度為3 a。 基于中國(guó)南方地區(qū)19 條高分辨率記錄的對(duì)比分析,發(fā)現(xiàn)小冰期時(shí)中國(guó)南方地區(qū)的降水變化具有明顯的空間差異性,并非一致呈“冷濕”的模式。如圖2 所示:氣候偏濕潤(rùn)的區(qū)域主要集中在東南—華南沿海地區(qū);其次是中部地區(qū)位于秦嶺南麓的區(qū)域和神農(nóng)架高山林區(qū),而中部其他區(qū)域的氣候則偏“干”。 西南地區(qū)氣候變化的時(shí)空差異性更為顯著,并未呈現(xiàn)比較一致或典型的干濕模式。

圖 2 小冰期中國(guó)南方地區(qū)的干濕格局Fig. 2 Drought/Wet patterns in southern China during the Little Ice Age

4 討論

4.1 小冰期中國(guó)東南—華南沿海地區(qū)的氣候變化

旱澇指數(shù)分為五個(gè)等級(jí),1,3,5 分別表示澇、正常年份和旱;數(shù)值越大,等級(jí)越高則越干旱。 上海旱澇指數(shù)在小冰期時(shí)期的平均值為3.05,接近正常年份,整體上沒(méi)有呈現(xiàn)偏濕的現(xiàn)象(中央氣象科學(xué)研究院, 1981) (圖3a)。 同期,福建玉華洞石筍δ18O指示該區(qū)域夏半年降水處于頻繁波動(dòng)時(shí)期(姜修洋等, 2012) (圖3b)。 兩者在小冰期期間沒(méi)有呈現(xiàn)偏濕的趨勢(shì),可能是由于數(shù)據(jù)涵蓋時(shí)間較短,區(qū)域氣候差異等原因造成。 翠峰湖的湖水 pH 值在中世紀(jì)暖期900～1300 AD 期間均小于平均值而在小冰期中晚期1500～1900 AD 期間明顯增加,指示該區(qū)域在中世紀(jì)暖期偏干,但在小冰期中晚期降水增加(Wang Liangchi et al., 2013) (圖3c)。 與翠峰湖的湖水pH 值變化趨勢(shì)較為一致的是南沖繩海槽的淡水種硅藻記錄(圖3c 和3d)。 南沖繩海槽的淡水種硅藻數(shù)量在1500 ～1900 AD 期間明顯增加,指示降水增加,氣候明顯偏濕(Li Dongling et al., 2011) (圖3d)。

廣東湖光巖瑪珥湖沉積物中的TOC記錄顯示:在900～1300 AD 期間其TOC值小于平均值,說(shuō)明該區(qū)域在中世紀(jì)暖期偏干;但在1300 ～1720 AD 期間其TOC值均大于平均值,指示小冰期氣候濕潤(rùn),表現(xiàn)為“暖干冷濕”的特征(Chu Guoqiang et al., 2002) (圖3e)。 海南雙池瑪珥湖沉積物的粒徑表明小冰期中前期有兩個(gè)明顯偏濕的階段:1340 ～1480 AD 和1550～1730 AD;但在1730 AD 之后逐漸變干(湯文坤等, 2017) (圖3f)。 除了上海旱澇指數(shù)和玉華洞的石筍δ18O 記錄在小冰期表現(xiàn)為正常年份外,相對(duì)于中世紀(jì)暖期的氣候而言,小冰期期間東南—華南沿海其他地區(qū)的氣候偏“濕”:廣東湖光巖TOC記錄和海南雙池瑪珥湖沉積物的粒徑記錄顯示小冰期前期和中期氣候濕潤(rùn);而翠峰湖的湖水pH 值和南沖繩海槽的淡水種硅藻記錄則在小冰期中后期(1500～1900 AD)偏濕。

圖3 中國(guó)東南—華南沿海地區(qū)的古氣候記錄對(duì)比: (a)上海旱澇指數(shù)—11 年平滑數(shù)據(jù)(中央氣象科學(xué)研究院, 1981);(b)福建玉華洞(姜修洋等, 2012, 原圖2); (c)臺(tái)灣翠峰湖(Wang Liangchi et al., 2013, 原圖9c); (d) 沖繩(Li Dongling et al., 2011, 原圖4a); (e)廣東湖光巖(Chu Guoqiang et al., 2002, 原圖4a); (f)海南雙池瑪珥湖(湯文坤等, 2017, 原圖4a); (g)廣東省/海南島/香港特別行政區(qū)的臺(tái)風(fēng)頻率(Liu Kambiu et al., 2001, 原圖4)Fig. 3 Comparison of paleoclimatic records in coastal region of southeast—south China: (a) drought/wet index in Shanghai—11-year running average (Chinese Academy of Meteorological Sciences, 1981#); (b) Yuhua Cave in Fujian (Jiang Xiuyang et al., 2012＆, original Fig. 2); (c) Tsuifong Lake in Taiwan Province (Wang Liangchi et al., 2013, original cave name; original Fig. 9c); (d) southern Okinawa Trough (Li Dongling et al., 2011, original Fig. 4a); (e) Huguangyan Lake in Guangdong (Chu Guoqiang et al., 2002, original Fig. 4a); (f) Shuangchi Maar Lake in Hainan (Tang Wenkun et al., 2017＆, original Fig. 4a); (g) frequency of typhoons in Guangdong Province, Hainan Island and Hongkong Special Administrative Region (Liu Kambiu et al., 2001, original Fig. 4)

4.2 小冰期中國(guó)中部地區(qū)的氣候變化

位于中部地區(qū)的陜西佛爺洞石筍δ18O 記錄在中世紀(jì)暖期900 ～1300 AD 期間主要圍繞平均值波動(dòng);而在小冰期1500 ～1810 AD 期間明顯偏負(fù)(Paulsen et al., 2003),和陜西大魚(yú)洞石筍δ18O 記錄的變化趨勢(shì)較一致(Tan Liangcheng et al., 2009)(圖4a 和4b)。 但大魚(yú)洞石筍δ18O 較其平均值-7.15‰明顯偏負(fù)的持續(xù)時(shí)間較短,大約持續(xù)了150a (1530 ～1680 AD) (Tan Liangcheng et al., 2009) (圖4b)。 小冰期中晚期時(shí)大魚(yú)洞和佛爺洞偏負(fù)的石筍δ18O 值指示陜西南部地區(qū)偏濕的氣候環(huán)境(Paulsen et al., 2003;Tan Liangcheng et al., 2009) (圖4a 和4 b)。 同樣,基于湖北高山沼澤大九湖的孢粉重建的降水量記錄顯示該區(qū)域在小冰期1300～1900 AD 期間降水增多,氣候濕潤(rùn),與中世紀(jì)暖期偏干的氣候模態(tài)不同(何報(bào)寅等, 2003) (圖4c)。 然而,長(zhǎng)江中游地區(qū)的湖北永興洞(張偉宏等, 2019)、和尚洞(Hu Chaoyong et al., 2008)的石筍δ18O 記錄以及鄱陽(yáng)湖(Li Xiangzhong et al., 2016)沉積物的δ13Corg記錄卻呈現(xiàn)出相反的變化趨勢(shì)(圖4d—4f)。 永興洞、和尚洞石筍δ18O 分別在1480～1840 AD 和1300 ～1750 AD 期間明顯偏正(Hu Chaoyong et al., 2008; 張偉宏等, 2019),氣候偏干 (圖4d 和4e )。 鄱陽(yáng)湖沉積物中總有機(jī)質(zhì)的δ13Corg記錄于1420 ～1550 AD 和1560 ～1830 AD 偏正,顯示小冰期中后期氣候呈現(xiàn)偏干的趨勢(shì),除了1550～1560 AD 期間降水突然增多(Li Xiangzhong et al., 2016),類(lèi)似的現(xiàn)象也存在于和尚洞的石筍δ18O 記錄中(圖4e 和4f)。

圖4 中國(guó)南方中部地區(qū)的古氣候記錄對(duì)比: (a) 陜西佛爺洞(Paulsen et al., 2003, 原圖6a);(b) 陜西大魚(yú)洞(Tan Liangcheng et al., 2009, 原圖4A);(c) 湖北大九湖(何報(bào)寅等, 2003, 原圖5e);(d)湖北永興洞(張偉宏等, 2019, 原圖4);(e) 湖北和尚洞(Hu Chaoyong et al., 2008, 原圖4a);(f) 江西鄱陽(yáng)湖(Li Xiangzhong et al., 2016, 原圖3a)Fig. 4 Comparison of paleoclimatic records in the central part of south China: (a) Buddha Cave in Shaanxi (Paulsen et al., 2003, original cave name; original Fig. 6a); (b) Dayu Cave in Shaanxi (Tan Liangcheng et al., 2009, original Fig. 4A); (c) Dajiu Lake in Hubei (He Baoyin et al., 2003＆, original Fig. 5e); (d) Yongxing Cave in Hubei (Zhang Weihong et al., 2019＆, original Fig. 4); (e) Heshang Cave in Hubei (Hu Chaoyong et al., 2008, original Fig. 4a); (f) Poyang Lake (Li Xiangzhong et al., 2016, original Fig. 3a)

與中世紀(jì)暖期相比,秦嶺南麓地區(qū)的佛爺洞和大魚(yú)洞石筍δ18O 記錄以及神農(nóng)架大九湖的記錄反映小冰期時(shí)期氣候偏濕,不同的是秦嶺南麓地區(qū)的氣候在小冰期中后期偏濕。 這與長(zhǎng)江中游地區(qū)的永興洞、和尚洞石筍δ18O 記錄以及鄱陽(yáng)湖的δ13Corg記錄的變化趨勢(shì)呈反相位關(guān)系,說(shuō)明小冰期中后期中國(guó)南方中部地區(qū)可能存在兩種不同的降水模式,即:“北濕南干”。

4.3 小冰期中國(guó)西南地區(qū)的氣候變化

小冰期中晚期重慶的旱澇指數(shù)等級(jí)整體上偏高,其等級(jí)集中分布在2～5 之間且平均值大于3,說(shuō)明這期間重慶的氣候比正常年份偏干(中央氣象科學(xué)研究院, 1981) (圖5a),這對(duì)應(yīng)了重慶武隆芙蓉洞石筍δ18O 偏正的階段(1470 ～1700 AD),響應(yīng)了小冰期開(kāi)始后亞洲夏季風(fēng)的減弱,降水減少(Li Hongchun et al., 2011) (圖5b)。 比較特別的是,相比于小冰期,芙蓉洞石筍δ18O 在中世紀(jì)暖期900～1150 AD 期間明顯偏正,而貴州董哥洞的石筍δ18O 在中世紀(jì)暖期主要圍繞平均值呈年代際—百年尺度高頻振蕩,體現(xiàn)了西南地區(qū)區(qū)域氣候變化的復(fù)雜性(Li Hongchun et al., 2011; Zhao Kan et al., 2015) (圖5b 和5c)。 貴州董哥洞石筍δ18O 在小冰期有兩個(gè)明顯偏正的階段:1370 ～1440 AD 和1500～1680 AD,與四川神奇洞石筍δ18O 記錄的兩個(gè)明顯偏正的階段1340 ～1400 AD 和1545 ～1600 AD 較一致(Zhao Kan et al., 2015; Tan Liangcheng et al., 2018) (圖5c 和5d)。 這兩個(gè)洞穴石筍δ18O 明顯偏正的階段均對(duì)應(yīng)了中國(guó)歷史上兩次著名的弱亞洲夏季風(fēng)事件:“元末弱夏季風(fēng)事件”和“明末弱夏季風(fēng)事件”(Zhang Pingzhong et al., 2008)。 然而,相對(duì)于中世紀(jì)暖期而言,云南瀘沽湖沉積物的粒度在1300～1750 AD 期間大于其平均值,指示小冰期期間氣候偏濕(Sheng Enguo et al., 2015) (圖5e)。云南洱海沉積物的粒度在900 ～1450 AD 期間均小于平均值,說(shuō)明該區(qū)域在中世紀(jì)暖期和小冰期前期氣候偏干;在1450 AD 之后洱海沉積物的粒度逐漸增大且波動(dòng)幅度變大,指示該區(qū)域氣候偏濕且不穩(wěn)定(Xu Hai et al., 2015) (圖5f)。 在小冰期中晚期1500～1900 AD,云南瀘沽湖和洱海的粒徑記錄表現(xiàn)出了反相位變化,也體現(xiàn)了小冰期西南地區(qū)降水變化的復(fù)雜性(Xu Hai et al., 2015) (圖5e 和5f)。因此,小冰期期間中國(guó)西南地區(qū)的氣候變化也存在顯著的內(nèi)部差異。

圖5 中國(guó)西南地區(qū)的古氣候記錄對(duì)比: (a) 重慶旱澇指數(shù)—11 年平滑數(shù)據(jù)(中央氣象科學(xué)研究院, 1981);(b) 重慶芙蓉洞(Li Hongchun et al., 2011, 原圖8a);(c) 貴州董哥洞(Zhao Kan et al., 2015, 原圖3c); (d) 四川神奇洞(Tan Liangcheng et al., 2018, 原圖7B);(e)云南瀘沽湖(Sheng Enguo et al., 2015, 原圖4);(f) 云南洱海(Xu Hai et al., 2015, 原圖4b)Fig. 5 Comparison of paleoclimatic records in southwest China: (a) drought/wet index in Chongqing—11-year running average ( Chinese Academy of Meteorological Sciences, 1981#); (b) Furong Cave in Chongqing (Li Hongchun et al., 2011, original Fig. 8a); (c) Dongge Cave in Guizhou (Zhao Kan et al., 2015, original Fig. 3c); (d) Shenqi Cave in Sichuan (Tan Liangcheng et al., 2018, original Fig. 7B); (e) Lugu Lake in Yunnan (Sheng Enguo et al., 2015, original Fig. 4); (f) Erhai Lake in Yunnan (Xu Hai et al., 2015, original Fig. 4b)

5 主要影響因素

觸發(fā)小冰期的最主要驅(qū)動(dòng)機(jī)制是火山活動(dòng)和太陽(yáng)活動(dòng)(Mann et al., 2005, 2009; Neukom et al., 2019)。 火山爆發(fā)頻繁,火山灰進(jìn)入大氣層,導(dǎo)致大氣層對(duì)太陽(yáng)輻射的削弱作用增強(qiáng),太陽(yáng)輻射減弱而產(chǎn)生寒冷期(Mann et al., 2005)。 與中世紀(jì)暖期相比,小冰期中國(guó)東南—華南沿海地區(qū)的氣候偏濕潤(rùn),可能與東南—華南沿海地區(qū)受臺(tái)風(fēng)的影響增強(qiáng)有關(guān)(Liu Kambiu et al., 2001) (圖2e)。 基于廣東省、海南島和香港特別行政區(qū)的歷史資料重建的近1000 年臺(tái)風(fēng)登陸頻率記錄顯示小冰期期間,特別是1500 AD 之后臺(tái)風(fēng)的登陸頻率明顯增加(Liu Kambiu et al., 2001)。 因此,小冰期期間臺(tái)風(fēng)增強(qiáng)或次數(shù)增加,是導(dǎo)致東南—華南沿海地區(qū)降水增加的因素之一(Chen Chingsen and Chen Yileng, 2003; Wan Naijung et al., 2011; Yang Tiennan et al., 2011)。 此外,小冰期期間西太平洋暖池海表溫度低于正常值,中南半島與菲律賓之間的對(duì)流活動(dòng)減弱,西太平洋副熱帶高壓可能異常南移,導(dǎo)致雨帶在中國(guó)南方的滯留時(shí)間延長(zhǎng),也會(huì)造成東南—華南沿海地區(qū)季風(fēng)性降雨增多(Tan Liangcheng et al., 2011; Chen Fahu et al., 2015)。

小冰期時(shí)期中國(guó)中部地區(qū)從南到北對(duì)亞洲夏季風(fēng)變化的降水響應(yīng)存在明顯的區(qū)域差異。 相對(duì)于中世紀(jì)暖期而言,小冰期中后期中部地區(qū)的降水模式表現(xiàn)為“北濕南干”。 這種區(qū)域差異可能是由于地形和大氣環(huán)流的復(fù)雜性所導(dǎo)致;秦嶺的阻擋引起氣流抬升,加強(qiáng)對(duì)流,導(dǎo)致秦嶺南麓的迎風(fēng)坡地區(qū)偏濕(Tan Liangcheng et al., 2011)。 而神農(nóng)架大九湖地處高海拔地區(qū)(1700 m),氣溫低,蒸發(fā)弱,有利于高山沼澤地水分的保留,在小冰期呈現(xiàn)“冷濕”的氣候模態(tài),與長(zhǎng)江中游其他地區(qū)偏干的氣候模態(tài)不同(何報(bào)寅等, 2003)。 此外,中國(guó)西南地區(qū)受印度夏季風(fēng)和東亞夏季風(fēng)的共同影響(Wan Naijung et al., 2011),且該區(qū)域地形復(fù)雜(如:高原、山地和盆地等),其氣候變化更復(fù)雜。 中國(guó)南方地區(qū)的降水深受地形地貌的影響,地形地貌差異、海拔高度以及山坡朝向等都是造成南方地區(qū)內(nèi)部降水差異顯著的重要因素。

6 近30 年中國(guó)南方地區(qū)降水變化的空間特征

目前所處的時(shí)期為現(xiàn)代暖期(1900 ～至今),1961～1990 年器測(cè)記錄的平均氣溫顯示該時(shí)期北半球的氣溫比小冰期高出0. 5℃ 左右(Jones and Mann, 2004; Mann et al., 2009; Wilson et al., 2016)。 1990 ～2019 年GPCC (Global Precipitation Climatology Center)年降水異常分布圖顯示近30 年中國(guó)南方地區(qū)除了臺(tái)灣、雷州半島和秦嶺南麓區(qū)域,其他區(qū)域降水均呈減少的趨勢(shì),特別是東南沿海地區(qū)降水明顯減少(圖6)。 秦嶺南麓區(qū)域受迎風(fēng)坡的影響,水汽遇到山脈阻擋而抬升有利于降水的增加,體現(xiàn)了地形因素對(duì)區(qū)域降水變化的影響(Tan Liangcheng et al., 2011)。 值得注意的是:除了臺(tái)灣和雷州半島,近30 年?yáng)|南—華南沿海地區(qū)其他區(qū)域呈偏干的趨勢(shì),這與小冰期時(shí)東南—華南沿海地區(qū)主要呈偏濕的趨勢(shì)相反(圖2, 圖3, 圖6)。 可能是由于現(xiàn)在的氣溫、人類(lèi)活動(dòng)等因素與小冰期時(shí)期存在差異(Zhou Xiuji et al., 2011; Deng Wenfeng et al., 2017; Duan Fucai et al., 2020)。 但目前在全球變暖的背景下,西太副高的強(qiáng)度和位置以及其對(duì)東亞夏季風(fēng)降水的影響仍存在很多爭(zhēng)議,有待進(jìn)一步論證(Huang Yanyan et al., 2016; Zhao Jinyao et al., 2018)。 另外,基于綜合代用指標(biāo)重建的小冰期中國(guó)南方降水模式也可能會(huì)由于記錄的數(shù)量、空間分布的均勻性、對(duì)氣候響應(yīng)的敏感程度、測(cè)年方法、測(cè)年誤差以及分辨率等多種因素而存在一定程度的不確定性。 相對(duì)于湖泊記錄而言,石筍對(duì)氣候變化的響應(yīng)更為迅速,分辨率也更高;而歷史資料的年代更精準(zhǔn),缺點(diǎn)是記錄涵蓋時(shí)間短。 不同記錄各有優(yōu)缺點(diǎn),綜合分析更有助于古氣候重建。 因此在年代際—百年際時(shí)間尺度上的中國(guó)南方古氣候重建中,覆蓋更多區(qū)域的高精度高分辨率記錄顯得尤為重要和緊迫。

圖6 1990～2019 年基于1.0°×1.0°網(wǎng)格分辨率的GPCC V2018 conbined+V6 降水異常分布圖(相對(duì)于1900～2019 年)Fig. 6 GPCC V2018 conbined+V6 precipitation anomaly based on the 1.0°×1.0° gridded gauge-analysis data during 1990～2019 AD (relative to 1900～2019 AD)

7 結(jié)論

小冰期期間中國(guó)南方地區(qū)的降水存在顯著的差異。 相對(duì)于中世紀(jì)暖期偏干的氣候而言,小冰期期間東南—華南沿海地區(qū)的氣候偏濕。 中國(guó)中部地區(qū)秦嶺南麓和神農(nóng)架高山林區(qū)在小冰期時(shí)期主要呈“冷濕”的氣候模式,差異在于秦嶺南麓地區(qū)主要在小冰期中后期偏濕;而中部地區(qū)其他區(qū)域(湖北、江西)則相反,以“冷干”的模式為主。 小冰期時(shí)西南地區(qū)的降水模式更為復(fù)雜,沒(méi)有呈現(xiàn)出比較一致的特征。 目前,在全球變暖的大背景下,由于氣溫和人類(lèi)活動(dòng)等因素的影響,近30 年中國(guó)南方地區(qū)的降水整體上呈減少的趨勢(shì),除了臺(tái)灣、雷州半島和秦嶺南麓區(qū)域的降水增加。

小冰期時(shí)期中國(guó)南方地區(qū)不同區(qū)域降水模式的差異性,指示了氣候環(huán)境的復(fù)雜性。 重建小冰期時(shí)期中國(guó)南方地區(qū)內(nèi)部降水模式的時(shí)空差異,對(duì)于認(rèn)識(shí)中國(guó)南方地區(qū)降水變化規(guī)律以及旱澇災(zāi)害的預(yù)測(cè)和防控具有重要意義。 但是單獨(dú)使用石筍δ18O 反映局地降水變化可能會(huì)存在不確定性;石筍δ18O 與微量元素相結(jié)合的綜合研究更能準(zhǔn)確反映區(qū)域氣候和水文條件的變化。 當(dāng)前,高精度年代控制下的高分辨率石筍微量元素記錄仍舊相對(duì)缺乏,限制了大空間尺度上降水變化格局的對(duì)比研究。 今后,獲取更廣闊區(qū)域的高精度高分辨率的多指標(biāo)地質(zhì)記錄,對(duì)于準(zhǔn)確的古氣候重建尤為重要。 而對(duì)不同地區(qū)響應(yīng)全球氣候變化的物理機(jī)制的深入研究,將對(duì)未來(lái)氣候變化的預(yù)測(cè)產(chǎn)生重要影響。

致謝: 感謝姜修洋教授、李冬玲博士、褚國(guó)強(qiáng)研究員、李祥忠研究員、李紅春教授、張偉宏博士、盛恩國(guó)博士、徐海教授和湯文坤碩士為本研究提供各記錄的原始數(shù)據(jù)。 特別感謝法國(guó)波爾多大學(xué)張鍵博士對(duì)本論文修改提出許多寶貴意見(jiàn)和建議。 最后感謝審稿專(zhuān)家和編輯部提出的建設(shè)性修改意見(jiàn)。