西太平洋暖池北部15萬年以來的碳同位素低值事件

仇曉華 , 李鐵剛 南青云 宮海明

(1.中國科學(xué)院 海洋研究所, 山東 青島 266071; 2.中國科學(xué)院 海洋地質(zhì)與環(huán)境重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 山東 青島266071; 3.中國科學(xué)院研究生院, 北京100049; 4.山東省第一地質(zhì)礦產(chǎn)勘查院, 山東 濟(jì)南250014)

有孔蟲殼體的氧碳同位素在古海洋學(xué)中應(yīng)用廣泛, 其碳同位素記錄了地殼碳儲(chǔ)庫之間、海洋表層水和深層水之間以及不同海區(qū)之間的碳循環(huán)過程[1];氧同位素記錄了其生存環(huán)境中海水的溫度、鹽度和冰體積變化效應(yīng)。全球冰體積的變化信號在氧同位素中的反映最為明顯, 因此氧同位素在冰期-間冰期的尺度上可全球?qū)Ρ? 通常被用作年代標(biāo)尺。碳同位素的影響因素則復(fù)雜得多。

目前越來越多的古海洋記錄顯示, 全球各海區(qū)均發(fā)現(xiàn)冰消期浮游有孔蟲的δ13C低值事件, 然而該事件的機(jī)制尚有爭議, 許多研究結(jié)果支持其與南極深層水的上涌有關(guān)[2-3]。本文選取了西太平洋暖池北部邊緣的 MD06-3052孔, 分析了沉積物中浮游有孔蟲表層種的氧碳同位素, 以討論氧碳同位素的變化規(guī)律, 并驗(yàn)證碳同位素低值事件是否影響到西太平洋暖池北部, 進(jìn)而探討該事件的機(jī)理。

1 材料與方法

本文選取國際海洋全球變化研究(IMAGES)于2006年在西太平洋暖池北部、北赤道流分叉處附近取得的高質(zhì)量巖心 MD06-3052(圖1)(14°48.6042'N,123°29.3983'E, 水深732 m)進(jìn)行了氧碳同位素測定。該巖心全長 1 948 cm, 巖性以橄欖灰到灰色粉砂質(zhì)黏土和黏土質(zhì)粉砂為主, 以4 cm間隔取樣, 共獲得樣品486個(gè)。

有孔蟲氧碳同位素樣品的挑選、前處理與測定均按照標(biāo)準(zhǔn)流程在中國科學(xué)院海洋地質(zhì)與環(huán)境重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室完成。首先取適量沉積物樣品置于 50℃烘箱中烘干后, 用自來水浸泡1~2 d, 再用63 μm的網(wǎng)篩進(jìn)行沖洗, 最后將>63 μm的粗組分置于50°C烘箱中烘干, 并在體式顯微鏡下挑選殼體保存良好、干凈、無明顯溶蝕痕跡的浮游有孔蟲表層種Globigerinoides ruber(250~300 μm)個(gè)體約20枚。為去除有孔蟲殼體的有機(jī)質(zhì)等, 還需進(jìn)行如下前處理過程: 首先將壓碎的有孔蟲殼體在3%的雙氧水中浸泡0.5 h,然后加入少量丙酮并超聲 30 s, 最后去除上層廢液并將殘留部分放入 50℃烘箱中烘干。烘干后的待測樣品隨后被轉(zhuǎn)移到 GV IsoPrime型穩(wěn)定同位素質(zhì)譜儀中進(jìn)行氧碳同位素測試, 該儀器對δ18O的標(biāo)準(zhǔn)偏差為±0.06‰, 對δ13C的標(biāo)準(zhǔn)偏差為±0.04‰, 最后利用NBS18標(biāo)準(zhǔn)將測得的氧碳同位素?cái)?shù)據(jù)轉(zhuǎn)化為國際PDB標(biāo)準(zhǔn)。

圖1 MD06-3052孔及與本文有關(guān)的鉆孔位置及表層環(huán)流系統(tǒng)Fig.1 Positions of MD06-3052 and other related cores and surface current in the studied area

2 結(jié)果

2.1 年齡模式

我們基于3個(gè)AMS14C測年結(jié)果[4](圖2箭頭及數(shù)字)及所研究巖芯浮游有孔蟲G.ruber δ18O曲線與SPECMAPδ18O標(biāo)準(zhǔn)曲線[5]的對比(圖2中虛線指示MD06-3052孔氧同位素地層對應(yīng)年代)建立了MD06-3052孔的年齡模式[4]。結(jié)果表明 MD06-3052孔底部年齡達(dá)到150 ka, 即MIS6期, 所研究巖芯的氧同位素期次詳細(xì)劃分情況如圖3所示。

2.2 浮游有孔蟲氧碳同位素變化

150 ka以來表層種G.ruber的δ18O整體上顯示出冰期-間冰期尺度的變化特點(diǎn), 即冰期(MIS6期、MIS2~MIS5d期)較重, 間冰期(MIS1期、MIS5e期)較輕(圖3)。表層種G.ruber的氧同位素在終止期II(即MIS6期向末次間冰期過渡的時(shí)期, 倒數(shù)第二次冰消期)變化幅度較大, 為 1.9‰。與鄰近海區(qū)相比,SO18459孔(帝汶海區(qū)印度尼西亞貫穿流出口處)G.ruber的氧同位素從135 ka的–1.1‰減小到128 ka的–2.5‰, 變輕幅度約為 1.4‰[8]; 而 MD98-2162孔(Makassar海峽)的變化幅度為1.9‰[9]; ODP806B孔(西太平洋暖池核心區(qū))的變化幅度為 1.1‰[10]。各海區(qū)變化幅度各不相同, 很大程度上是由于當(dāng)?shù)厮臈l件(如降雨)和溫度的差異造成的。150 ka以來MD06-3052孔受到 5次濁流作用的侵蝕, 因此本文中刪除了所有濁積層的記錄[4]。

碳同位素的變化要比氧同位素復(fù)雜得多。整體趨勢上, 150 ka以來δ13C在0.1‰~1.5‰變動(dòng)(圖3), 尤其是 137.2 ka以來, 碳同位素呈現(xiàn)逐漸變重的趨勢,與南海200 ka以來碳同位素的變重趨勢類似[11]。具體來講, 137.2 ka之前,δ13C變化幅度較小; 137.2 ka

之后δ13C開始變輕, 在131.6 ka達(dá)到最低。這一次低值事件是 150 ka以來最明顯持續(xù)時(shí)間最長的(約133.1~129.1 ka)。隨后, 碳同位素開始逐漸變重, 直到MIS4期伊始(約71 ka)達(dá)到極值, 在逐漸變重過程中有幾次小幅度的變輕事件出現(xiàn); 進(jìn)入MIS4期之后,δ13C開始逐漸變輕, 直到MIS4/3過渡期出現(xiàn)低值事件(60.4~57.7 ka)之后又逐漸變重, 至 54 ka達(dá)到極值。最后一次低值事件發(fā)生的時(shí)期在末次冰消期, 然而由于濁流作用, 造成了沉積記錄的不完整, 低值事件的起始時(shí)間較難確定。低值事件之后,δ13C逐漸變重, 直至早全新世(8.3 ka), 與東赤道太平洋的時(shí)間(中全新世)有所差異[12]。

圖2 MD06-3052孔AMS14C測年結(jié)果[4](已校正)及G. ruber δ18O曲線與SPECMAP δ18O標(biāo)準(zhǔn)曲線[5]的對比Fig.2 AMS14C dating points of core MD06-3052 and comparison between G. ruber δ18O curve of the studied core and the SPECMAP curve

圖3 MD06-3052孔δ18O、δ13C及其與歲差周期[6]、南極冰芯Vostok δD[7]的對比Fig.3 Oxygen isotope, carbon isotope of Core MD06-3052 and the comparison with the precession cycles and AntarcticVostok ice core δD

除上述發(fā)生在冰期-間冰期過渡期的碳同位素低值事件外(圖3中灰色陰影指示), 我們還識別出了MD06-3052孔的另外 3次小幅度低值事件, 分別發(fā)生在MIS6期(極值在149.9 ka)、MIS5期(極值104.8 ka)和MIS3期(35.2 ka)(圖3中虛線指示)。這3次低值事件的持續(xù)時(shí)間以及變化幅度各不相同, 其中又以發(fā)生于MIS3期的最為明顯、幅度最大; 其余兩次的持續(xù)時(shí)間短、變化幅度很小。

3 討論

3.1 與其他地區(qū)δ13C低值事件間對比

δ13C低值事件在全球范圍內(nèi)廣泛存在, 在鄰近海區(qū), 如沖繩海槽、南海和西北太平洋均有相關(guān)記錄。

沖繩海槽北部CSH1孔(圖1)δ13C曲線顯示, 48 ka以來出現(xiàn)了 4個(gè)明顯的寬幅低值時(shí)期, 時(shí)間分別為44~38.5, 36~30, 25~18.5和14~10 ka[13]; 沖繩海槽中部的DGKS9603孔(圖1)也發(fā)現(xiàn)了末次冰消期浮游有孔蟲δ13C的寬幅低值事件[14]。

綜上所述，在提高經(jīng)濟(jì)發(fā)展質(zhì)量的必要性日漸突出的今天，預(yù)算績效管理工作突破傳統(tǒng)思維模式，采用現(xiàn)代管理思想和信息技術(shù)工具，根據(jù)戰(zhàn)略目標(biāo)對原有的工作流程進(jìn)行改進(jìn)已經(jīng)成為提高預(yù)算績效管理水平的新思路和必然選擇?！?/p>

南海NS93-5孔(圖1)終止期II出現(xiàn)浮游有孔蟲殼體δ13C低值事件, 極低值的出現(xiàn)時(shí)間約在131 ka[15];南海 8個(gè)站位浮游有孔蟲δ13C綜合曲線顯示, 近200 ka來發(fā)生了3次碳同位素的低值事件, 且均發(fā)生在冰消期[11], 其變化與太平洋[16-17]和大西洋[18]的記錄一致。

西北太平洋 MD06-3054孔(圖1)末次冰消期浮游有孔蟲表層種G.ruber的δ13C極低值出現(xiàn)的時(shí)間為 13.0~11.0 ka, 領(lǐng)先于次表層種Pulleniatina obliquiloculata的δ13C極低值出現(xiàn)的時(shí)間[19]。

此外, 其他海區(qū)也發(fā)現(xiàn)了碳同位素低值事件的證據(jù), 如東赤道太平洋TR163-19終止期I和II均發(fā)現(xiàn)碳同位素低值事件, 其中終止期I極低值出現(xiàn)的時(shí)間約15.9 ka±0.2 ka[12]; 東太平洋ODP1240站位3個(gè)終止期均發(fā)現(xiàn)了Neogloboquadrinadutertrei碳同位素低值事件, 并且時(shí)間上與次表層水開始變暖的時(shí)間一致[20]。

總的來說, MD06-3052孔與以上海區(qū)在終止期I、II的δ13C低值事件記錄上相吻合[11-20], 在MIS4/3過渡期事件上與南海一致[11], 而在35.2 ka事件上則與沖繩海槽北部的記錄較一致[13]。

3.2 機(jī)制探討

關(guān)于冰消期δ13C低值事件的驅(qū)動(dòng)機(jī)制目前仍存在爭議, 許多證據(jù)將這一信號的來源指向南半球高緯。東太平洋δ13C低值事件的開始時(shí)間、表層海水溫度開始增溫的時(shí)間與南極開始變暖的時(shí)間一致,指示著碳同位素低值信號很有可能來自南半球高緯[12],認(rèn)為冰消期時(shí)南大洋水分層結(jié)束、南極底層水的上涌, 一方面造成了冰期時(shí)封存于深層水中的 CO2的釋放, 另一方面通過南極深層水對流活動(dòng)、亞南極模態(tài)水和南極中層水將δ13C低值信號帶到低緯海區(qū)。

西北太平洋黑潮源區(qū)MD06-3054孔的記錄表明末次冰消期表層種δ13C低值事件領(lǐng)先于次表層種,可能是來源于南半球高緯δ13C低值信號的不同傳播途徑造成的, 次表層δ13C低值可能是通過水團(tuán)(即南極中層水)的傳播, 而表層水δ13C低值更可能與大氣CO2的影響有關(guān)[19]。李鐵剛等[14]推測末次冰消期沖繩海槽中部表層水δ13C低值事件應(yīng)是受西太平洋表層水體直接影響。盧苗安等[15]發(fā)現(xiàn)倒數(shù)第二次冰消期南海地區(qū)的浮游有孔蟲δ13C低值事件發(fā)生于全球快速升溫、冰蓋快速消融和大氣甲烷濃度快速增加的時(shí)期, 推測該低值事件是由于大洋環(huán)流格局的變化引起西太平洋邊緣海海底天然氣水合物突然失穩(wěn)導(dǎo)致大量甲烷釋放造成的。李建如等[11]通過全球?qū)Ρ? 發(fā)現(xiàn)了南海200 ka來浮游有孔蟲δ13C低值事件的時(shí)間與其他大洋的共同特征, 即 3次δ13C低值事件均發(fā)生在冰消期; 另外,δ13C還顯示出冰期-間冰期旋回、偏心率長周期和歲差周期的變化。南海δ13C的冰期-間冰期旋回變化反映了陸地植被對大洋碳儲(chǔ)庫的影響; 200 ka以來δ13C逐漸變重的趨勢, 對應(yīng)著最后兩次碳同位素重值事件之間(δ13CmaxII-I)的后半部分, 是500 ka偏心率周期的表現(xiàn); 而3次低值事件均對應(yīng)歲差低值時(shí)期, 可能是低緯過程驅(qū)動(dòng)(如季風(fēng))的反映[11]。

將MD06-3052孔δ13C顯示出的低值事件與其他海區(qū)記錄對比發(fā)現(xiàn), MD06-3052孔150 ka以來冰消期的δ13C低值事件與南海的記錄(即MIS5/6、MIS3/4以及MIS1/2過渡期的低值事件)有較好的對應(yīng), 逐漸變重的趨勢也較明顯[11]。與之不同的是, MD06-3052孔δ13C并沒有顯示出冰期變輕, 間冰期變重的趨勢,全新世和末次間冰期δ13C的記錄差異也很大。此外,其余 3次幅度較小的低值事件也沒有顯示一致性。MD06-3052孔δ13C的記錄在149.9, 104.8, 35.2 ka的3次小幅度的低值事件與歲差低值[6](圖3)有較好的對應(yīng), 同時(shí)冰消期的 3次低值事件也對應(yīng)著歲差低值, 除了終止期II的δ13C低值可能由于年代框架的誤差而與歲差低值有相位差外, 其余均對應(yīng)良好,可見碳同位素的歲差周期較為明顯。

與南極的δD[7](溫度指標(biāo))記錄對比則發(fā)現(xiàn), 終止期II和MIS4/3過渡期δ13C低值事件的開始與南極的變暖是同時(shí)的(圖3), 說明這兩次δ13C低值事件信號的來源可能與南極的變暖有關(guān)。

總之, 西太暖池北部邊緣 MD06-3052孔與其他海區(qū)記錄的相似性, 進(jìn)一步證實(shí)了 3次冰消期的δ13C低值事件的普遍性。而其他3次小幅度的δ13C低值事件與歲差低值的對應(yīng), 可能是低緯西太平洋的區(qū)域性特點(diǎn)。由于西太平洋暖池北部受到 ENSO和季風(fēng)作用的強(qiáng)烈影響, 其降雨、水體營養(yǎng)水平等被制約, 進(jìn)而影響了δ13C的變化, 而ENSO和季風(fēng)等作用是具有歲差周期的。另外, 新興的熱帶驅(qū)動(dòng)假說[21]認(rèn)為季風(fēng)通過降水影響陸地化學(xué)風(fēng)化作用, 這一作用又控制Si向大洋的輸入, 進(jìn)而調(diào)整大洋浮游植物中硅藻與顆石藻的比值, 改變了有機(jī)碳和無機(jī)碳的比例, 最后影響了大洋碳儲(chǔ)庫及δ13C的周期性變化, 然而這種影響是否具有歲差周期, 仍有待進(jìn)一步檢驗(yàn)。

4 結(jié)論

1) 西太平洋暖池北部MD06-3052孔150 ka以來浮游有孔蟲表層種的δ13C與δ18O顯示不同的變化特征,δ13C并未顯示出明顯的冰期-間冰期變化。

2) 從MD06-3052孔的記錄中共識別出6次δ13C低值事件, 其中3次較明顯, 發(fā)生在冷期向暖期過渡的時(shí)期即冰消期, 而其余3次幅度較小, 與歲差低值對應(yīng)較好。

3) MD06-3052孔δ13C低值事件與歲差低值的對應(yīng), 可能反映了低緯過程(如 ENSO、季風(fēng))對西太平洋暖池北部表層海水碳同位素組成的控制。

[1]Hilting A K, Kump L R, Bralower T J.Variations in the oceanic vertical carbon isotope gradient and their implications for the Paleocene-Eocene biological pump[J].Paleoceanography, 2008, 23(3): PA3222.

[2]Spero H J, Mielke K M, Kalve E M, et al.Multispecies approach to reconstructing eastern equatorial Pacific thermocline hydrography during the past 360 kyr[J].Paleoceanography, 2003, 18(1): 1022.

[3]Anderson R F, Ali S, Bradtmiller L I, et al.Wind-driven upwelling in the Southern Ocean and the deglacial rise in atmospheric CO2[J].Science, 2009, 323(5920):1443-1448.

[4]仇曉華, 李鐵剛, 常鳳鳴, 等.西菲律賓海 15 萬年以來的濁流沉積及其成因[J].海洋地質(zhì)與第四紀(jì)地質(zhì), 2012, 32(4): 157-163.

[5]Imbrie J, Hays J D, Martinson D G, et al.The orbital theory of Pleistocene climate: support from a revised chronology of the marine δ18O record [C]//Berger A,Imbrie J, Hays J, et al.Milankovitch and Climate.Dordrecht: Dordrecht Reidel Publishing Company,1984: 269-305.

[6]Laskar J, Robutel P, Joutel F, et al.A long-term numerical solution for the insolation quantities of the Earth[J].Astronomy and Astrophysics, 2004, 428(1): 261-285.

[7]Petit J R, Jouzel J, Raynaud D, et al.Climate and atmospheric history of the past 420,000 years from the Vostok ice core, Antarctica[J].Nature, 1999, 399(6735): 429-436.

[8]田翠翠, 田軍.倒數(shù)第2個(gè)冰消期印度尼西亞穿越流的增溫幅度及其與高緯氣候變化的關(guān)系[J].科學(xué)通報(bào), 2010, 55(30): 2944-2952.

[9]Visser K, Thunell R, Stott L.Magnitude and timing of temperature change in the Indo-Pacific warm pool during deglaciation[J].Nature, 2003, 421(6919): 152-155.

[10]Lea D W, Pak D K, Spero H J.Climate impact of late Quaternary equatorial Pacific sea surface temperature variations[J].Science, 2000, 289(5485): 1719-1724.

[11]李建如, 汪品先.南海 20萬年來的碳同位素記錄[J].科學(xué)通報(bào), 2006, 51(12): 1482-1486.

[12]Spero H J, Lea D W.The cause of carbon isotope minimum events on glacial terminations[J].Science,2002, 296(5567): 522-525.

[13]孫榮濤, 李鐵剛, 張德玉, 等.沖繩海槽48ka以來的碳同位素記錄及其環(huán)境指示意義[J].海洋與湖沼,2007, 38(4): 314-321.

[14]Li T, Liu Z, Hall MA, et al.The planktonic foraminiferal δ13C broad minimum event during the last deglacial in Okinawa Trough (in Chinese)[J].Chinese Science Bulletin, 2002, 47(4): 298-301.

[15]盧苗安, 馬宗晉, 陳木宏, 等.倒數(shù)第二次冰消期西太平洋邊緣海地區(qū)δ13C值快速負(fù)偏事件及其成因[J].第四紀(jì)研究, 2002, 4: 349-357.

[16]Shackleton N J, Hall M A.Stable isotope history of the Pleistocene at ODP Site 677[J].Proc ODP Sci Results,1989, 111: 295-316.

[17]Schmidt H, Berger W H, Bickert T, et al.Quaternary carbon isotope record of pelagic foraminifers: Site 806,Ontong Java Plateau[J].Proc ODP Sci Results, 1993,130: 397-409.

[18]Tiedemann R, Sarnthein M, Shackleton N J.Astronomic timescale for the Pliocene Atlantic δ18O and dust flux records of Ocean Drilling Program Site 659[J].Paleoceanography, 1994, 9(4): 619-638.

[19]Chen S X, Li T G, Tang Z, et al.Response of the northwestern Pacific upper water δ13C to the last deglacial ventilation of the deep Southern Ocean[J].Chinese Science Bulletin, 2011, 56(24): 2628-2634.

[20]Pena L D, Cacho I, Ferretti P, et al.El Ni?o–Southern Oscillation–like variability during glacial terminations and interlatitudinal teleconnections[J].Paleoceanography, 2008, 23(3): PA3101.

[21]汪品先, 翦知湣, 劉志飛 地球圈層相互作用中的深海過程和深海記錄(II): 氣候變化的熱帶驅(qū)動(dòng)與碳循環(huán)[J].地球科學(xué)進(jìn)展, 2006, 21(4): 338-345.