S1S 和中國其他洞穴石筍氧同位素之對比

此部分的討論加入其他四個地區的石筍 δ¹⁸O 紀錄做為對比，該紀錄皆為極 具代表性的洞穴石筍研究，擁有相當高的解析度以及定年的可信度，包含：北京 的石花洞（Wan et al., 2011）、甘肅的萬象洞（Zhang et al., 2008）、湖北的和尚洞

（Hu et al., 2008）以及貴州的董哥洞（Wang et al., 2005）。

觀察圖5.6-1 可知，在 AD 1450〜1600 五個紀錄皆有非常明顯 δ¹⁸O 偏重的 谷，由前述討論已知，該時間段的TSI 和韓國乾指數皆表示該時期偏乾冷，指示 著史波勒極小期（Spörer Minimum）這一長達一百多年的太陽活動極小期確實對 中國各地區的氣候有顯著的影響，也是導致小冰期前期中國各地普遍偏乾冷的原 因之一，但是各地區從 AD 1500 以來氣候轉濕的時間點並不一致，無名洞的紀 錄顯示在AD 1600 氣候便轉為濕潤，石花洞則是在 AD 1650，和尚洞在 AD 1750，

董哥洞在AD 1800，萬象洞在 AD 1850，各個洞穴的石筍氧同位素變化不盡相同。

其中，北京市的石花洞位於中國華北（圖 5.6-2），地理位置和中國東北的通化市 無名洞最為相近，且兩個地區都與西太平洋相近，主要的雨量、水氣來源以及氣 候變化多與東亞夏季風（EASM）相關，而其他洞穴距離海的位置相對較遠，而 且可能也受印度夏季風（ISM）或其他水氣團來源的影響，所以在相同時間段無 名洞和石花洞的石筍 δ¹⁸O 紀錄應會有最相符的趨勢對比。另外，綜觀各地區近 1500 年的石筍 δ¹⁸O 記錄，便可發現氣候變化趨勢大致可分為：乾→濕→乾→濕

→乾的循環變化，但是各地區氣候轉折的時間點並不一致，彼此可能存在百年左 右的差異，以無名洞S1S 紀錄來說，氣候變化如下：

3. AD 1100〜1250（中世紀暖期後）：從中世紀暖期進到小冰期前期之前 δ¹⁸O 有逐漸偏輕的趨勢，代表氣候逐漸轉濕。

4. AD 1250〜1500（小冰期初期）：δ¹⁸O 有逐漸偏重的趨勢，代表氣候逐漸偏 乾。

5. AD 1500〜1650：δ¹⁸O 有逐漸偏輕的趨勢，代表氣候逐漸偏濕，δ¹⁸O 在 AD 1650〜1750 很輕。

6. AD 1850 至今：δ¹⁸O 有逐漸偏重的趨勢，代表氣候逐漸偏乾。

由於本研究地理位置和石花洞最為相近，故於此對兩條石筍氧同位素紀錄做 更詳細的討論，同時輔以萬象洞、董哥洞及和尚洞紀錄作相互比對，在過去一千 五百年至今的以下幾個時間段皆能觀察到無名洞和石花洞兩者氧同位素同時偏 重的現象，並以黃色區塊標示在圖5.6-1：

(a) AD 820〜920：在萬象洞及和尚洞的紀錄也能清楚觀察到此時期的 δ¹⁸O 偏 重。

(b) AD 1020〜1120：可能和歐特極小期 Oort Minimum 有關，在五個洞穴石筍 的紀錄皆能觀察到δ¹⁸O 偏重的現象，但變重的時間跨度可能不一。

(c) AD 1280〜1350：可能和沃夫極小期 Wolf Minimum 有關，此時間段 S1S 的 δ¹⁸O 紀錄明顯偏重，石花洞和萬象洞的 δ¹⁸O 紀錄也略為偏重，董哥洞及和 尚洞的δ¹⁸O 也是在此時期之後逐漸偏重。

(d) AD 1450〜1570：此時期為史波勒極小期 Spörer Minimum，如上述所言在五 條曲線皆能觀察到δ¹⁸O 很重的現象，但無名洞 δ¹⁸O 偏重的時間長度小於其

五個洞穴的石筍 δ¹⁸O 記錄在些許時間段對應性較差，這可能是因為十年至 百年尺度區域性降雨的差異，也可能是石筍定年或 δ¹⁸O 值測定上的誤差，而且 就算是同一個洞穴的石筍也可能因為滲流路徑、來源和長度等的不同而導致δ¹⁸O 記錄無法完全吻合的現象，因此石花洞與無名洞石筍的 δ¹⁸O 記錄在整體趨勢相 吻合的情況下，已能代表近西太平洋一帶中國東北和中國華北地區具有相似的氣 候變化，並經由比對五個地區的石筍記錄，可說明整個中國地區的氣候皆深受太 陽總輻照度以及東亞夏季風強度所影響。

值得一提的是，各地的石筍紀錄在MWP 或 LIA 當中還是有 δ¹⁸O 變重和變 輕的趨勢，氣候並非是完全偏乾或偏濕的情形，所以中國各地的氣候不應單純利 用MWP 和 LIA 兩個時間段作區別，應該更詳細討論這兩個時期當中的變化，做 更高解析度的古氣候研究。

(a) (b) (c) (d) (e)

圖 5.6-2 董哥洞（Dongge Cave）、和尚洞（Heshang Cave）、無名洞（本研究，

標示為紅色星星）、石花洞（Shihua Cave）和萬象洞（Wanxiang Cave）的地理位 置分布（修改自Wan et al., 2011）