有孔蟲初房特征變化在珠江三角洲晚全新世東亞夏季風降雨研究中的應(yīng)用*

俞宙菲 李鐵剛 南青云 張 帥

(1.中國科學(xué)院海洋研究所 海洋地質(zhì)與環(huán)境重點實驗室 青島 266071;2.中國科學(xué)院大學(xué) 北京 100049)

季風是東亞大陸最重要的氣候系統(tǒng)之一,全新世東亞季風降雨的波動可能引起中國新石器文明的衰落(4000a BP前后)和朝代的興替(吳文祥等,2004;Wuet al,2004;Wanget al,2005;邵曉華等,2006;Yanchevaet al,2007)。然而中國不同地區(qū)對東亞季風強度變化的環(huán)境響應(yīng)存在差異和爭議,例如 4200a BP季風減弱、溫度降低,但反映當時古文明變遷的降雨格局卻有南北普遍減少、北旱南澇或北方降雨增多等多種記錄和解釋(譚亮成等,2008)。因此,有必要發(fā)掘不同區(qū)域的季風降雨記錄進行綜合考慮,但現(xiàn)今南方的季風記錄相對于北方還是很缺乏。

東亞季風降雨對珠江三角洲的影響非常大,降雨產(chǎn)生的大量淡水徑流主要使珠江口的水動力條件和鹽度發(fā)生顯著改變。除季風降雨外,海平面變化也會對這兩個因素產(chǎn)生影響,珠江三角洲海平面在約7000—6000a BP達到高水位后相對穩(wěn)定,尤其是3000a BP以來海平面變化非常小(徐明廣等,1986;方國祥等,1991;黃光慶,1996;Zong,2004)。因此,珠江三角洲晚全新世環(huán)境變化主要受東亞季風降雨的控制。

東亞季風有很多研究載體:黃土、深海沉積提供長時間尺度、低分辨率的記錄;湖泊沉積物、石筍的分辨率較高,但有地域局限,且石筍的δ18O指標至今還存在爭議;而中國西部的記錄還受印度季風影響。有孔蟲遍布世界大洋,在鹽度波動的河口也有相當多的數(shù)量,且它們對環(huán)境變化非常敏感,死亡后被高沉積速率的河口三角洲沉積物埋藏的有孔蟲殼體記錄了很好的古環(huán)境信息。Rajiv Nigam率先將淺水底棲有孔蟲的平均初房大小(men proloculu size,MPS)運用到河口地區(qū)的印度季風降雨研究中(Nigamet al,1995;Khareet al,2008;Panchanget al,2012),取得了良好的結(jié)果。

因此,本研究擬從鹽度變化的角度出發(fā),重點采用淺水底棲有孔蟲 MPS方法,力圖在珠江三角洲建立東亞季風降雨在中國南方的記錄。

1 材料和方法

1.1 研究區(qū)域背景

珠江三角洲年平均降雨量為1200—2000mm,季風降雨帶來大量徑流(約330×109m3/a)和沉積物(約80×106t/a),其中約86.9%的懸浮沉積物和約80%的徑流量來自于雨季(4—9月)(田向平,1994;Waiet al,2004;Zhanget al,2008;Shenet al,2011)。如圖1所示,對比冬季,珠江三角洲夏季的表層水和底層水鹽度都受到季風降雨很大的影響,等值線隨淡水向海延伸(Wonget al,2003)。

圖1 珠江口鹽度分布(引自Wong et al,2003)Fig.1 Salinity distribution in zhujiang(Pearl)River Delta

1.2 研究材料和方法

重力柱狀巖心ZJK03-Z孔(113.7177°E,21.9792°N,圖2)取自2009年珠江三角洲調(diào)查航次,采樣水深18.8m,巖芯長度236cm,本文以頂部80cm 為研究對象。柱樣切分,照相,詳細描述后按每1cm取樣。微體古生物分析按標準方法進行,即取定量樣品在50°C恒溫下烘干,加入適量蒸餾水充分浸泡使樣品分散(48h左右),用0.063mm 的銅篩沖洗樣品,將剩余的粗組分烘干并稱重,待用。

從每一層位樣品挑出有孔蟲組合(以底棲有孔蟲約300枚為準)以及26—42個連接似輪蟲Rotalidium annectens。R.annectens是熱帶河口常見種,在珠江口已多有報道(李淑鸞,1985;華棣,1989;陳木宏等,1994)。統(tǒng)計挑出的底棲有孔蟲組合中瓷質(zhì)殼的個數(shù);對挑出的R.annectens利用LEICA MZ16顯微鏡進行初房大小的測量,測量軟件為 Leica Application Suite V3.3.0,計算得 MPS;同時統(tǒng)計這些A.annectens的顯球型、微球型個數(shù)。再從每個層位挑選保存好的(清潔、完整、無溶解)、盡量大小均勻的R.annectens殼體 4—9枚,壓碎殼體后用 3%—6%的雙氧水和丙酮溶液超聲清洗,送至上海同濟大學(xué)海洋地質(zhì)國家重點實驗室進行氧碳同位素測定。氧碳同位素的分析精度采用中國國家標樣GBW04405檢測,氧、碳同位素標準偏差分別為0.07‰和0.04‰,并通過國際標樣NBS19與PDB標準相銜接。另外,挑取1cm、40cm、80cm這3個層位的底棲有孔蟲混合種在美國Woods Hole海洋研究所進行AMS14C年代測試。測試結(jié)果用Calib 6.11軟件校正為日歷年齡,采用線性內(nèi)插法建立整個柱狀樣的年代框架。

圖2 ZJK03-Z站位位置Fig.2 The location of Core ZJK03-Z

1.3 ZJK03-Z孔年齡框架

ZJK03-Z鉆孔年代測試和校正結(jié)果見表1,可見該柱狀樣為珠江三角洲在晚全新世沉積的正常序列。上部40cm沉積速率非常高,達到了1.36mm/a;下部40cm沉積速率為0.25mm/a(圖3)。

圖3 柱狀樣ZJK 03-Z的年代框架和沉積速率Fig.3 Chronological model and sedimentation rate at Core ZJK 03-Z

2 結(jié)果與討論

根據(jù)80個層位共2527個R.annectens的初房測量與統(tǒng)計數(shù)據(jù),計算得 MPS的范圍在 52.55—70.01μm,平均值約為 60.91μm。微球型/顯球型的比值顯示R.annectens的顯球型在柱狀樣中占了絕大多數(shù),平均含量約為 87.28%,微球/顯球型比值平均值約為 0.15,最大值約為 0.39,最小值約為 0.03。R.annectens的殼體δ18O平均值約為-2.12‰,最大值約為-0.84‰,最小值約為-3.09‰。底棲有孔蟲三種殼壁類型中以玻璃殼為優(yōu)勢,瓷質(zhì)殼含量最低、平均約為4.23%(2.01%—8.31%)。

2.1 ZJK03-Z孔微體古生物指標對夏季風降雨的指示

有孔蟲生活史中有兩種生殖方式,產(chǎn)生殼體的雙型現(xiàn)象。無性生殖產(chǎn)生顯球型(初房大、個體小、房室少),有性生殖產(chǎn)生微球型(初房小、個體大、房室多)(Saraswatet al,2011),如圖4所示。有些屬種有孔蟲的微球、顯球型大小界限不容易劃定,因此引入MPS的概念,從另一個角度來體現(xiàn)有孔蟲的生殖方式:其MPS變大,即顯球型增多,趨向無性生殖。水體溫度與鹽度的波動也影響有孔蟲的生殖方式。挪威南部海域常見有孔蟲Bolivina skagerrakensis存在雙型現(xiàn)象(Qvaleet al,1985),其微球型在溫暖環(huán)境中含量更多(Nigam,1986)。印度西海岸河口14個表層樣品中常見種R.annectens的MPS與溫度(R=-0.78)、鹽度(R=-0.71)之間存在反比關(guān)系(Nigamet al,1987),如圖5所示。由此可判斷,有孔蟲的初房大小 MPS可以反映河口的鹽度變化:東亞季風降雨增多,為珠江三角洲帶來大量淡水徑流,河口鹽度急劇下降,有孔蟲MPS值增大,微球/顯球型比值減小。本文研究發(fā)現(xiàn),ZJK03-Z孔MPS與微球/顯球型比值呈明顯反向相關(guān)關(guān)系(圖6a,b),MPS的極低值和微球/顯球型的極高值均指示偏干環(huán)境,即季風降雨偏少。

表1 ZJK03-Z孔AMS14C測年結(jié)果Tab.1 Result of AMS14C dating for Core ZJK 03-Z

圖4 R.annectens的雙型現(xiàn)象(引自Nigam et al,1992)。Fig.4 Dimorphism of foraminifera R.annectens

圖5 底棲有孔蟲R.annectens的MPS與水體鹽度之間的關(guān)系(引自Nigam et al,1987)Fig.5 Relationship between MPS(mean proloculus size)of R.annectens and salinity

有孔蟲殼體碳酸鈣的δ18O取決于海水δ18O、海水溫度、海平面和有孔蟲生命效應(yīng),而海水δ18O又與鹽度和冰期效應(yīng)相關(guān)(同濟大學(xué)海洋地質(zhì)系,1989)。3114—1260a BP期間,地處熱帶的珠江三角洲R.annectens的δ18O值主要受海水δ18O值控制,海水δ18O值又取決于季風降雨所引起的鹽度波動。對于海水δ18O值和鹽度的關(guān)系,目前已有大量研究。同位素分餾導(dǎo)致降雨δ18O值偏負,“雨量效應(yīng)”導(dǎo)致降雨量越多,形成的降雨δ18O 越偏負,即河口區(qū)降雨量越多,混合后的海水δ18O值越負,水體鹽度也越小。東熱帶太平洋、印度季風區(qū)河口海水δ18O值與鹽度之間都存在很好的正相關(guān)性,海水δ18O隨降雨和陸地徑流的增加和鹽度的降低而降低(Paulet al,1999;Somayajuluet al,2002;Benwayet al,2004;Singhet al,2010)。研究表明,底棲有孔蟲殼體δ18O值與水體鹽度之間也存在正相關(guān)關(guān)系(Nigamet al,1993),并且在印度季風降雨研究中得到了很好的運用(Panchanget al,2012)。本文中ZJK03-Z孔R.annectens殼體δ18O值的極大值(圖6c)指示了水體鹽度的極大值,即季風降雨偏少的偏干期。

底棲有孔蟲瓷質(zhì)殼與鹽度的關(guān)系早在20世紀50年代開始就有大量研究,研究結(jié)果表明高鹽環(huán)境使瓷質(zhì)殼類有孔蟲含量增高(孫息春,1991;羅憲林等,2001),低鹽度的河口、沼澤、港灣和瀉湖一般缺失瓷狀殼(Murray,2007)。ZJK03-Z的底棲有孔蟲組合中以廣鹽類的玻璃殼占優(yōu)勢,指示高鹽環(huán)境的瓷質(zhì)殼含量較低,這說明珠江三角洲受淡水影響顯著。圖6d瓷質(zhì)殼含量的峰值指示了水體高鹽度的季風降雨偏少期。

綜上所述,R.annectens的MPS、微球/顯球型比值、殼體δ18O值和瓷質(zhì)殼含量這4個微體古生物指標顯示了很好的一致性,珠江三角洲在 3114—1260a BP期間環(huán)境干、濕波動頻繁,可以識別出14個水體鹽度偏高的環(huán)境偏干期,對應(yīng)于東亞夏季風降雨的偏少期,時間大致為 3120—3100、3020—2980、2840—2760、2630—2590、2550—2520、2470—2410、2370—2320、2150—2120、2070—2020、1805—1760、1675—1650、1500—1480、1400—1390、1335—1320a BP。

圖6 ZJK03-Z鉆孔R.annectens的MPS、微球/顯球型比值、殼體δ18O值和底棲有孔蟲瓷質(zhì)殼類含量隨年代的變化曲線Fig.6 MPS,microspheric/meglospheric rate,shell δ18O of R.annectens,and abundance of porcelaneous tests in total benthic foraminifera assemblage from core ZJK 03-Z during 3114-1260 a BP

2.2 3114—1260a BP以來珠江三角洲季風降雨變化與熱帶輻合帶(ITCZ)對比

已有研究顯示,中晚全新世以來隨太陽輻射量的變化,熱帶輻合帶(ITCZ)發(fā)生過大規(guī)模的南北移動,且它的位置變化與整個熱帶地區(qū)的降雨息息相關(guān)(Wanget al,2005)。來自于南美洲委內(nèi)瑞拉北部陸架Cariaco海盆 Ti、Fe含量記錄顯示,ITCZ在約3110—3090、3025—2990、2860—2830、2620—2595、2570—2540、2460—2430、2360—2330、2125—2095、2045—2020、1730—1695、1650—1620、1500—1480、1415—1400、1340—1320a BP位置偏南(圖7),造成Cariaco海盆降雨量減少(Hauget al,2001)。來自Cariaco海盆東南方向ITCZ活動南界的石筍δ18O記錄顯示該區(qū)由于 ITCZ的南移導(dǎo)致降雨量增加,在時間上與東亞夏季風的減弱期,格陵蘭冰芯所記錄的冷期有很好的一致性(Wanget al,2004)。阿曼南部Qunf洞石筍δ18O記錄顯示ITCZ的南北移動為印度夏季風降雨量的首要控制因素,該地區(qū)中晚全新世ITCZ持續(xù)南移(Fleitmannet al,2003,2007)。

東亞季風是由海陸熱力性質(zhì)差異引起的一個龐大耦合季風系統(tǒng)。季風降雨量的多寡主要受由海而來的濕熱水汽輸入量以及季風雨帶滯留的時間控制。對于低緯度華南地區(qū)來說,其季風降雨量受ITCZ移動影響更大(Caiet al,2010),ITCZ雨帶的長期滯留將促進區(qū)域降雨量的增多(Wanget al,2003)。來自于東亞季風區(qū)的記錄顯示,ITCZ的南北移動對東亞季風降雨造成重要影響。貴州董哥洞的石筍δ18O值在3550a BP突然正向漂移,顯示晚全新世的季風突然減弱,與Cariaco海盆記錄的ITCZ南移一致(Dykoskiet al,2005)。廣東湖光巖瑪珥湖的風塵輸入指標Ti含量記錄與董哥洞和南京葫蘆洞石筍的δ18O值、Cariaco海盆的 Ti含量記錄吻合,指示了東亞冬季風的加強對應(yīng)于東亞夏季風的減弱、夏季風降雨的減少和 ITCZ南移(Yanchevaet al,2007)。

如圖7所示,圖6中珠江三角洲ZJK03-Z柱狀樣中各微體古生物指標所識別的東亞夏季風降雨的減少期與Cariaco海盆Ti含量所指示的ITCZ南移期之間存在很好的對應(yīng)性,僅在時間上存在5—75年的偏差。其中ZJK03-Z孔識別的1805—1760a BP這一夏季風降雨減少期與相應(yīng)的ITCZ南移時間1730—1695a BP偏差最大(75年),該事件最近的測年點為(1547±65)a BP。14C測年本身有一定誤差,也不能排除線性內(nèi)插法帶來的年齡的不確定性;另外,Cariaco海盆的 Ti含量曲線的年代也存在一定的誤差?？傊?在兩個記錄的年齡誤差范圍內(nèi),ZJK03-Z孔微體古生物指標識別的夏季風降雨減少期和 ITCZ南移期基本匹配。即在3114—1260a BP期間,珠江三角洲主要出現(xiàn)了14次夏季風降雨減少期,對應(yīng)于ITCZ緯度位置的向南移動。

圖7 ZJK03-Z柱狀樣R.annectens的MPS值與委內(nèi)瑞拉北岸Cariaco海盆Ti含量(Haug et al,2001)對比結(jié)果Fig.7 Comparison between MPS of R.annectens in core ZJK 03-Z and Titanium concentration from Cariaco Basin,off the Venezuelan coast

3 結(jié)論

(1)首次將底棲有孔蟲形態(tài)學(xué)方法—平均初房大小(MPS)、微球/顯球型比值應(yīng)用到了中國河口三角洲的東亞季風降雨的研究中,取得了良好的結(jié)果,證明了其適用性;也填補了珠江三角洲晚全新世東亞夏季風降雨記錄的空白,為以后中國不同地區(qū)的季風降雨研究記錄對比提供了依據(jù)。

(2)東亞季風降水的減少使淡水徑流輸入減少,導(dǎo)致珠江三角洲的鹽度偏高,水體環(huán)境的改變使淺水底棲有孔蟲為其生存而做出了響應(yīng)。R.annectens的繁殖方式偏向有性生殖,MPS值減小,微球/顯球型比值變大,殼體δ18O值偏正,瓷質(zhì)殼豐度增加。

(3)ZJK03-Z鉆孔R.annectens的MPS、微球/顯球型比值、殼體δ18O值和底棲有孔蟲組合瓷質(zhì)殼含量揭示了珠江三角洲 3114—1260a BP期間共有14個夏季風降雨減少期,即 3120—3100、3020—2980、2840—2760、2630—2590、2550—2520、2470—2410、2370—2320、2150—2120、2070—2020、1805—1760、1675—1650、1500—1480、1400—1390、1335—1320a BP。這些東亞夏季風降雨記錄與ITCZ的南北移動密切相關(guān),ITCZ南移使該區(qū)季風降雨減少。

方國祥,李平日,黃光慶,1991.珠江三角洲8000年來海平面變化.地理研究,10(4):1—11

田向平,1994.珠江口伶仃洋溫度分布特征.熱帶海洋,13(1):76—80

同濟大學(xué)海洋地質(zhì)系,1989.古海洋學(xué)概論.上海:同濟大學(xué)出版社,1—316

華 棣,1989.珠江磨刀門海區(qū)底質(zhì)中有孔蟲、介形蟲的分布.熱帶海洋,8(1):10—18

孫息春,1991.廣東深圳灣和海南新村港底質(zhì)中的有孔蟲.微體古生物學(xué)報,8(3):325—337

李淑鸞,1985.珠江口底質(zhì)中有孔蟲埋葬群的分布規(guī)律.海洋地質(zhì)與第四紀地質(zhì),5(2):83—104

吳文祥,劉東生,2004.4000aBP前后東亞季風變遷與中原周圍地區(qū)新石器文化的衰落.第四紀研究,24(3):278—284

陳木宏,趙煥庭,溫孝勝等,1994.伶仃洋L2和L16孔第四紀有孔蟲群與孢粉化石帶特征及其地質(zhì)意義.海洋地質(zhì)與第四紀地質(zhì),14(1):11—22

邵曉華,汪永進,程 海等,2006.全新世季風氣候演化與干旱事件的湖北神農(nóng)架石筍記錄.科學(xué)通報,51(1):80—86

羅憲林,李春初,牟崇鍵,2001.伶仃洋有孔蟲生物群和埋葬群的比較及河口沉積作用分析.海洋學(xué)報(中文版),23(4):69—74

徐明廣,馬道修,周青偉等,1986.珠江三角洲地區(qū)第四紀海平面變化.海洋地質(zhì)與第四紀地質(zhì),6(3):93—102

黃光慶,1996.珠江三角洲新石器考古文化與古地理環(huán)境.地理學(xué)報,51(6):508—517

譚亮成,安芷生,蔡演軍等,2008.4.2ka BP氣候事件在中國的降雨表現(xiàn)及其全球聯(lián)系.地質(zhì)論評,54(1):94—104

Benway H M,Mix A C,2004.Oxygen isotopes,upper-ocean salinity,and precipitation sources in the eastern tropical Pacific.Earth and Planetary Science Letters,224(3—4):493—507

Cai Y L,Tan L,Cheng Het al,2010.The variation of summer monsoon precipitation in central China since the last deglaciation.Earth and Planetary Science Letters,291(1—4):21—31

Dykoski C A,Edwards R L,Cheng Het al,2005.A high-resolution,absolute-dated Holocene and deglacial Asian monsoon record from Dongge Cave,China.Earth and Planetary Science Letters,233(1—2):71—86

Fleitmann D,Burns S J,Mudelsee Met al,2003.Holocene forcing of the Indian monsoon recorded in a stalagmite from southern Oman.Science,300(5626):1737—1739

Fleitmann D,Burns S J,Mangini Aet al,2007.Holocene ITCZ and Indian monsoon dynamics recorded in stalagmites from Oman and Yemen(Socotra).Quaternary Science Reviews,26(1—2):170—188

Haug G H,Hughen K A,Sigman D Met al,2001.Southward migration of the Intertropical Convergence Zone through the Holocene.Science,293(5533):1304—1308

Khare N,Nigam R,Hashimi N H,2008.Revealing monsoonal variability of the last 2500years over India using sedimentological and foraminiferal proxies.Facies,54(2):167—173

Murray J W,2007.Biodiversity of living benthic foraminifera:How many species are there? Marine Micropaleontology,64(3–4):163—176

Nigam R,1986.Dimorphic forms of recent foraminifera:An additional tool in paleoclimatic studies.Palaeogeography,Palaeoclimatology,Palaeoecology,53(2—4):239—244

Nigam R,Khare N,1992.The reciprocity between coiling direction and dimorphic reproduction in benthic foraminifera.Journal of Micropalaeontology,11(2):221—228

Nigam R,Khare N,1995.Significance of correspondence between river discharge and proloculus size of benthic Foraminifera in paleomonsoonal studies.Geo-Marine Letters,15(1):45—50

Nigam R,Rao A S,1987.Proloculus size variation in recent benthic Foraminifera:Implications for paleoclimatic studies.Estuarine,Coastal and Shelf Science,24(5):649—655

Nigam R,Sarkar A,1993.Mean proloculus size,δ13C &δ18O variation in recent benthic foraminifera from the west coast of India and their climatic implications.Indian Jounral of Earth sciences,20(1):1—6

Panchang R,Nigam R,2012.High resolution climatic records of the past ～489 years from Central Asia as derived from benthic foraminiferal species,Asterorotalia trispinosa.Marine Geology,307—310(0):88—104

Paul A,Mulitza S,P?tzold Jet al,1999.Simulation of Oxygen Isotopes in a Global Ocean Model.Use of Proxies in Paleoceanography.Springer Berlin Heidelberg,New York,US:655—686

Qvale G,Nigam R,1985.Bolivina skagerrakensis,a new name for Bolivina cf.B.robusta,with notes on its ecology and distribution.The Journal of Foraminiferal Research,15(1):6—12

Saraswat R,Deopujari A,Nigam Ret al,2011.Relationship between abundance and morphology of benthic foraminiferaEpistominella exigua:Paleoclimatic implications.Journal of the Geological Society of India,77(2):190—196

Shen P P,Li G,Huang L Met al,2011.Spatio-temporal variability of phytoplankton assemblages in the Pearl River estuary,with special reference to the influence of turbidity and temperature.Continental Shelf Research,31(16):1672—1681

Singh A,Jani R A,Ramesh R,2010.Spatiotemporal variations of theδ18O-salinity relation in the northern Indian Ocean.Deep Sea Research Part I:Oceanographic Research Papers,57(11):1422—1431

Somayajulu B L K,Rengarajan R,Jani R A,2002.Geochemical cycling in the Hooghly estuary,India.Marine Chemistry,79(3–4):171—183

Wai O W H,Wang C H,Li Y Set al,2004.The formation mechanisms of turbidity maximum in the Pearl River estuary,China.Marine Pollution Bulletin,48(5—6):441—448

Wang B,Clemens S C,Liu P,2003.Contrasting the Indian and East Asian monsoons:implications on geologic timescales.Marine Geology,201(1—3):5—21

Wang X,Auler A S,Edwards R Let al,2004.Wet periods in northeastern Brazil over the past 210 kyr linked to distant climate anomalies.Nature,432(7018):740—743

Wang Y,Cheng H,Edwards R Let al,2005.The Holocene Asian Monsoon:Links to Solar Changes and North Atlantic Climate.Science,308(5723):854—857

Wong L A,Chen J C,Xue Het al,2003.A model study of the

circulation in the Pearl River Estuary(PRE)and its adjacent coastal waters:1.Simulations and comparison with observations.Journal of Geophysical Research:Oceans,108(C5):3156

Wu W X,Liu T S,2004.Possible role of the “Holocene Event 3”on the collapse of Neolithic Cultures around the Central Plain of China.Quaternary International,117(1):153—166

Yancheva G,Nowaczyk N R,Mingram Jet al,2007.Influence of the intertropical convergence zone on the East Asian monsoon.Nature,445(7123):74—77

Zhang S,Lu X X,Higgitt D Let al,2008.Recent changes of water discharge and sediment load in the Zhujiang(Pearl River)Basin,China.Global and Planetary Change,60(3—4):365—380

Zong Y,2004.Mid-Holocene sea-level highstand along the Southeast Coast of China.Quaternary International,117(1):55—67