西太平洋暖池北部15万年以来的碳同位素低值事件

仇晓华 , 李铁刚 南青云 宫海明

(1.中国科学院 海洋研究所, 山东 青岛 266071; 2.中国科学院 海洋地质与环境重点实验室, 山东 青岛266071; 3.中国科学院研究生院, 北京100049; 4.山东省第一地质矿产勘查院, 山东 济南250014)

有孔虫壳体的氧碳同位素在古海洋学中应用广泛, 其碳同位素记录了地壳碳储库之间、海洋表层水和深层水之间以及不同海区之间的碳循环过程[1];氧同位素记录了其生存环境中海水的温度、盐度和冰体积变化效应。全球冰体积的变化信号在氧同位素中的反映最为明显, 因此氧同位素在冰期-间冰期的尺度上可全球对比, 通常被用作年代标尺。碳同位素的影响因素则复杂得多。

目前越来越多的古海洋记录显示, 全球各海区均发现冰消期浮游有孔虫的δ13C低值事件, 然而该事件的机制尚有争议, 许多研究结果支持其与南极深层水的上涌有关[2-3]。本文选取了西太平洋暖池北部边缘的 MD06-3052孔, 分析了沉积物中浮游有孔虫表层种的氧碳同位素, 以讨论氧碳同位素的变化规律, 并验证碳同位素低值事件是否影响到西太平洋暖池北部, 进而探讨该事件的机理。

1 材料与方法

本文选取国际海洋全球变化研究(IMAGES)于2006年在西太平洋暖池北部、北赤道流分叉处附近取得的高质量岩心 MD06-3052(图1)(14°48.6042'N,123°29.3983'E, 水深732 m)进行了氧碳同位素测定。该岩心全长 1 948 cm, 岩性以橄榄灰到灰色粉砂质黏土和黏土质粉砂为主, 以4 cm间隔取样, 共获得样品486个。

有孔虫氧碳同位素样品的挑选、前处理与测定均按照标准流程在中国科学院海洋地质与环境重点实验室完成。首先取适量沉积物样品置于 50℃烘箱中烘干后, 用自来水浸泡1~2 d, 再用63 μm的网筛进行冲洗, 最后将>63 μm的粗组分置于50°C烘箱中烘干, 并在体式显微镜下挑选壳体保存良好、干净、无明显溶蚀痕迹的浮游有孔虫表层种Globigerinoides ruber(250~300 μm)个体约20枚。为去除有孔虫壳体的有机质等, 还需进行如下前处理过程: 首先将压碎的有孔虫壳体在3%的双氧水中浸泡0.5 h,然后加入少量丙酮并超声 30 s, 最后去除上层废液并将残留部分放入 50℃烘箱中烘干。烘干后的待测样品随后被转移到 GV IsoPrime型稳定同位素质谱仪中进行氧碳同位素测试, 该仪器对δ18O的标准偏差为±0.06‰, 对δ13C的标准偏差为±0.04‰, 最后利用NBS18标准将测得的氧碳同位素数据转化为国际PDB标准。

图1 MD06-3052孔及与本文有关的钻孔位置及表层环流系统Fig.1 Positions of MD06-3052 and other related cores and surface current in the studied area

2 结果

2.1 年龄模式

我们基于3个AMS14C测年结果[4](图2箭头及数字)及所研究岩芯浮游有孔虫G.ruber δ18O曲线与SPECMAPδ18O标准曲线[5]的对比(图2中虚线指示MD06-3052孔氧同位素地层对应年代)建立了MD06-3052孔的年龄模式[4]。结果表明 MD06-3052孔底部年龄达到150 ka, 即MIS6期, 所研究岩芯的氧同位素期次详细划分情况如图3所示。

2.2 浮游有孔虫氧碳同位素变化

150 ka以来表层种G.ruber的δ18O整体上显示出冰期-间冰期尺度的变化特点, 即冰期(MIS6期、MIS2~MIS5d期)较重, 间冰期(MIS1期、MIS5e期)较轻(图3)。表层种G.ruber的氧同位素在终止期II(即MIS6期向末次间冰期过渡的时期, 倒数第二次冰消期)变化幅度较大, 为 1.9‰。与邻近海区相比,SO18459孔(帝汶海区印度尼西亚贯穿流出口处)G.ruber的氧同位素从135 ka的–1.1‰减小到128 ka的–2.5‰, 变轻幅度约为 1.4‰[8]; 而 MD98-2162孔(Makassar海峡)的变化幅度为1.9‰[9]; ODP806B孔(西太平洋暖池核心区)的变化幅度为 1.1‰[10]。各海区变化幅度各不相同, 很大程度上是由于当地水文条件(如降雨)和温度的差异造成的。150 ka以来MD06-3052孔受到 5次浊流作用的侵蚀, 因此本文中删除了所有浊积层的记录[4]。

碳同位素的变化要比氧同位素复杂得多。整体趋势上, 150 ka以来δ13C在0.1‰~1.5‰变动(图3), 尤其是 137.2 ka以来, 碳同位素呈现逐渐变重的趋势,与南海200 ka以来碳同位素的变重趋势类似[11]。具体来讲, 137.2 ka之前,δ13C变化幅度较小; 137.2 ka

之后δ13C开始变轻, 在131.6 ka达到最低。这一次低值事件是 150 ka以来最明显持续时间最长的(约133.1~129.1 ka)。随后, 碳同位素开始逐渐变重, 直到MIS4期伊始(约71 ka)达到极值, 在逐渐变重过程中有几次小幅度的变轻事件出现; 进入MIS4期之后,δ13C开始逐渐变轻, 直到MIS4/3过渡期出现低值事件(60.4~57.7 ka)之后又逐渐变重, 至 54 ka达到极值。最后一次低值事件发生的时期在末次冰消期, 然而由于浊流作用, 造成了沉积记录的不完整, 低值事件的起始时间较难确定。低值事件之后,δ13C逐渐变重, 直至早全新世(8.3 ka), 与东赤道太平洋的时间(中全新世)有所差异[12]。

图2 MD06-3052孔AMS14C测年结果[4](已校正)及G. ruber δ18O曲线与SPECMAP δ18O标准曲线[5]的对比Fig.2 AMS14C dating points of core MD06-3052 and comparison between G. ruber δ18O curve of the studied core and the SPECMAP curve

图3 MD06-3052孔δ18O、δ13C及其与岁差周期[6]、南极冰芯Vostok δD[7]的对比Fig.3 Oxygen isotope, carbon isotope of Core MD06-3052 and the comparison with the precession cycles and AntarcticVostok ice core δD

除上述发生在冰期-间冰期过渡期的碳同位素低值事件外(图3中灰色阴影指示), 我们还识别出了MD06-3052孔的另外 3次小幅度低值事件, 分别发生在MIS6期(极值在149.9 ka)、MIS5期(极值104.8 ka)和MIS3期(35.2 ka)(图3中虚线指示)。这3次低值事件的持续时间以及变化幅度各不相同, 其中又以发生于MIS3期的最为明显、幅度最大; 其余两次的持续时间短、变化幅度很小。

3 讨论

3.1 与其他地区δ13C低值事件间对比

δ13C低值事件在全球范围内广泛存在, 在邻近海区, 如冲绳海槽、南海和西北太平洋均有相关记录。

冲绳海槽北部CSH1孔(图1)δ13C曲线显示, 48 ka以来出现了 4个明显的宽幅低值时期, 时间分别为44~38.5, 36~30, 25~18.5和14~10 ka[13]; 冲绳海槽中部的DGKS9603孔(图1)也发现了末次冰消期浮游有孔虫δ13C的宽幅低值事件[14]。

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南海NS93-5孔(图1)终止期II出现浮游有孔虫壳体δ13C低值事件, 极低值的出现时间约在131 ka[15];南海 8个站位浮游有孔虫δ13C综合曲线显示, 近200 ka来发生了3次碳同位素的低值事件, 且均发生在冰消期[11], 其变化与太平洋[16-17]和大西洋[18]的记录一致。

西北太平洋 MD06-3054孔(图1)末次冰消期浮游有孔虫表层种G.ruber的δ13C极低值出现的时间为 13.0~11.0 ka, 领先于次表层种Pulleniatina obliquiloculata的δ13C极低值出现的时间[19]。

此外, 其他海区也发现了碳同位素低值事件的证据, 如东赤道太平洋TR163-19终止期I和II均发现碳同位素低值事件, 其中终止期I极低值出现的时间约15.9 ka±0.2 ka[12]; 东太平洋ODP1240站位3个终止期均发现了Neogloboquadrinadutertrei碳同位素低值事件, 并且时间上与次表层水开始变暖的时间一致[20]。

总的来说, MD06-3052孔与以上海区在终止期I、II的δ13C低值事件记录上相吻合[11-20], 在MIS4/3过渡期事件上与南海一致[11], 而在35.2 ka事件上则与冲绳海槽北部的记录较一致[13]。

3.2 机制探讨

关于冰消期δ13C低值事件的驱动机制目前仍存在争议, 许多证据将这一信号的来源指向南半球高纬。东太平洋δ13C低值事件的开始时间、表层海水温度开始增温的时间与南极开始变暖的时间一致,指示着碳同位素低值信号很有可能来自南半球高纬[12],认为冰消期时南大洋水分层结束、南极底层水的上涌, 一方面造成了冰期时封存于深层水中的 CO2的释放, 另一方面通过南极深层水对流活动、亚南极模态水和南极中层水将δ13C低值信号带到低纬海区。

西北太平洋黑潮源区MD06-3054孔的记录表明末次冰消期表层种δ13C低值事件领先于次表层种,可能是来源于南半球高纬δ13C低值信号的不同传播途径造成的, 次表层δ13C低值可能是通过水团(即南极中层水)的传播, 而表层水δ13C低值更可能与大气CO2的影响有关[19]。李铁刚等[14]推测末次冰消期冲绳海槽中部表层水δ13C低值事件应是受西太平洋表层水体直接影响。卢苗安等[15]发现倒数第二次冰消期南海地区的浮游有孔虫δ13C低值事件发生于全球快速升温、冰盖快速消融和大气甲烷浓度快速增加的时期, 推测该低值事件是由于大洋环流格局的变化引起西太平洋边缘海海底天然气水合物突然失稳导致大量甲烷释放造成的。李建如等[11]通过全球对比, 发现了南海200 ka来浮游有孔虫δ13C低值事件的时间与其他大洋的共同特征, 即 3次δ13C低值事件均发生在冰消期; 另外,δ13C还显示出冰期-间冰期旋回、偏心率长周期和岁差周期的变化。南海δ13C的冰期-间冰期旋回变化反映了陆地植被对大洋碳储库的影响; 200 ka以来δ13C逐渐变重的趋势, 对应着最后两次碳同位素重值事件之间(δ13CmaxII-I)的后半部分, 是500 ka偏心率周期的表现; 而3次低值事件均对应岁差低值时期, 可能是低纬过程驱动(如季风)的反映[11]。

将MD06-3052孔δ13C显示出的低值事件与其他海区记录对比发现, MD06-3052孔150 ka以来冰消期的δ13C低值事件与南海的记录(即MIS5/6、MIS3/4以及MIS1/2过渡期的低值事件)有较好的对应, 逐渐变重的趋势也较明显[11]。与之不同的是, MD06-3052孔δ13C并没有显示出冰期变轻, 间冰期变重的趋势,全新世和末次间冰期δ13C的记录差异也很大。此外,其余 3次幅度较小的低值事件也没有显示一致性。MD06-3052孔δ13C的记录在149.9, 104.8, 35.2 ka的3次小幅度的低值事件与岁差低值[6](图3)有较好的对应, 同时冰消期的 3次低值事件也对应着岁差低值, 除了终止期II的δ13C低值可能由于年代框架的误差而与岁差低值有相位差外, 其余均对应良好,可见碳同位素的岁差周期较为明显。

与南极的δD[7](温度指标)记录对比则发现, 终止期II和MIS4/3过渡期δ13C低值事件的开始与南极的变暖是同时的(图3), 说明这两次δ13C低值事件信号的来源可能与南极的变暖有关。

总之, 西太暖池北部边缘 MD06-3052孔与其他海区记录的相似性, 进一步证实了 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低值事件与岁差低值的对应, 可能是低纬西太平洋的区域性特点。由于西太平洋暖池北部受到 ENSO和季风作用的强烈影响, 其降雨、水体营养水平等被制约, 进而影响了δ13C的变化, 而ENSO和季风等作用是具有岁差周期的。另外, 新兴的热带驱动假说[21]认为季风通过降水影响陆地化学风化作用, 这一作用又控制Si向大洋的输入, 进而调整大洋浮游植物中硅藻与颗石藻的比值, 改变了有机碳和无机碳的比例, 最后影响了大洋碳储库及δ13C的周期性变化, 然而这种影响是否具有岁差周期, 仍有待进一步检验。

4 结论

1) 西太平洋暖池北部MD06-3052孔150 ka以来浮游有孔虫表层种的δ13C与δ18O显示不同的变化特征,δ13C并未显示出明显的冰期-间冰期变化。

2) 从MD06-3052孔的记录中共识别出6次δ13C低值事件, 其中3次较明显, 发生在冷期向暖期过渡的时期即冰消期, 而其余3次幅度较小, 与岁差低值对应较好。

3) MD06-3052孔δ13C低值事件与岁差低值的对应, 可能反映了低纬过程(如 ENSO、季风)对西太平洋暖池北部表层海水碳同位素组成的控制。

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