南海北部珊瑚高分辨率硼同位素组成及其对珊瑚礁海水pH变化的指示意义

柯 婷, 韦刚健, 刘 颖, 谢露华,邓文峰, 王桂琴, 许继峰



南海北部珊瑚高分辨率硼同位素组成及其对珊瑚礁海水pH变化的指示意义

柯 婷1,2, 韦刚健1*, 刘 颖1, 谢露华3,邓文峰1, 王桂琴1, 许继峰1

(1. 中国科学院 广州地球化学研究所 同位素地球化学国家重点实验室, 广东 广州 510640; 2. 中国科学院大学, 北京 100049; 3. 中国科学院 广州地球化学研究所 边缘海地质重点实验室, 广东 广州 510640)

造礁珊瑚是研究热带海洋高分辨率气候环境演变的重要载体。对采自海南岛南部三亚湾的活体滨珊瑚SY10进行了约为月分辨率的碳、氧、硼同位素组成分析, 并利用珊瑚11B重建了海水pH。结果显示, 所测量样品的13C变化范围为–3.32‰～–1.76‰,18O为–6.13‰～–4.78‰,11B为23.51‰～26.23‰, 且这些珊瑚样品的碳、氧、硼同位素组成均存在明显的季节性周期波动。其中pH与18O之间存在明显的正相关关系, 高的pH值更倾向于在低温的季节出现, 这意味着短时间尺度该处珊瑚礁海水pH可能主要不是受海水CO2溶解度控制, 而是与生物活动有密切的关系。利用SY10珊瑚样品硼同位素组成重建的海水pH值变化范围为7.77～8.37, 并呈季节性周期波动, 这种大幅度的周期波动与我们对三亚珊瑚礁海水pH进行现场观测所得到的结果以及前人的研究成果相符, 说明了利用珊瑚11B重建海水pH记录是可靠的。

硼同位素组成; 高分辨率; pH; 珊瑚; 三亚湾

0 引 言

工业化革命以来, 人类排放导致的大气CO2含量迅速增加有可能会引起海洋酸化, 并对海洋生态系统带来严重威胁[1–3]。由于缺少海洋酸度(pH)变化的直接记录, 目前对于海洋酸化的演变历史及控制机制的了解还非常欠缺, 因此利用地球化学替代指标重建过去海水pH演变记录成为研究海洋酸化非常重要的环节。海洋生物成因碳酸盐的硼同位素组成(11B)是重建海水pH记录的最理想手段[3–6], 而造礁珊瑚具有快速的生长速率, 清晰的生长年纹和其骨骼中较高的硼含量(~50 μg/g), 是重建年际年代际海水pH记录的最佳研究对象。已有的利用珊瑚的高精度11B重建了过去200多年以来澳大利亚大堡礁多年或年分辨率的海水pH演变记录, 清楚展示了珊瑚礁海水pH对区域性海气波动的响应, 以及20世纪40年代以来显著的海洋酸化趋势[7–8]。

除了年际年代际的时间分辨率, 珊瑚还可以提供高达周、月及季节分辨率的气候环境记录。与其他高分辨率气候环境演变记录相比, 高分辨率的海水pH记录还非常少见。一方面是由于低本底高精度硼同位素测量难度较高, 技术上存在制约, 另一方面则是由于在高分辨的记录中珊瑚的生物活动对硼同位素组成的影响即生命效应会显著放大, 从而影响到对其中的气候环境演变信息的准确解读[5,9]。珊瑚的碳酸钙骨骼并非直接从海水中沉淀下来, 其钙化发生在珊瑚虫细胞壁下的被命名为extracytopla­smic calcifying fluid (ECF)的流体中[10]。ECF 的pH值和外围海水的pH值之间存在明显的梯度, 而且这个pH梯度与珊瑚种类及其生物活动特征密切相关[11–12], 是珊瑚pH记录生命效应最重要的体现。

通过系列的控制培养实验, 目前对不同种类的珊瑚ECF和外围海水之间pH梯度基本实现了量化的制约[11–12], 但要完全评估这种生命效应对重建海水pH记录的影响, 还需要通过利用实际海域中的珊瑚进行pH记录重建, 并与实际海水pH变化情况对比来进行评估。而这一方面的研究目前还没有报道。为此, 我们选择了海南岛南部三亚湾的一个现代珊瑚, 利用我们实验室的低本底高精度硼同位素分析技术测定其约为月时间分辨率的11B, 并与我们在这一珊瑚礁区长期实测的海水pH记录进行对照, 探讨珊瑚11B在记录高分辨率海水pH记录的可靠性及可行性。

1 材料及分析方法

分析的活体滨珊瑚样品SY10()于2010年4月份采自海南岛南部的三亚湾(18°12′52.01″N, 109°28′28.46″E), 水深约3 m, 使用水下钻机沿珊瑚块体其中的一个主生长轴钻取出长约50 cm的岩芯。岩芯在实验室切成厚度约为7 mm的薄板, 并通过X射线拍照获取其生长纹层。然后, 珊瑚薄板用10% H2O2浸泡并超声清洗干净, 沿其主生长轴以~0.5 mm间隔分取样品供地球化学分析。分取下来的样品用玛瑙研钵磨成粉末并充分混合均匀。详细的样品前处理过程参照文献[13]。

1.1 碳、氧同位素分析

珊瑚样品的碳、氧同位素分析在同位素地球化学国家重点实验室的配备MultiPrep®前处理系统的GV Isoprime II型稳定同位素质谱仪上测定。大约1 mg珊瑚粉末放置于密闭的反应瓶中, 加入3滴102% H3PO4, 在90 ℃下充分反应, 所释放出的CO2通过双路进校系统(Dual Inlet)导入质谱仪测量其13C和18O。结果通过国际碳酸盐碳、氧同位素标准样品NBS-19校正, 并表示为相对于Vienna Pee Dee Belemnite (V-PDB)标准的结果。多个碳酸盐碳、氧同位素标准样品如IAEA-CO-1、GBW04406等随同样品重复测量, 其结果显示13C和18O的外部精度分别好于0.05‰和0.08‰(1)。大约15%的样品进行重复检测, 结果显示其偏差与标准样品的外部误差相当。详细的分析流程参照邓文峰等[14]。分析结果列于表1。

1.2 硼同位素(δ11B)分析

首先称取20 mg珊瑚粉末样品置于干净的聚乙烯塑料试管中, 加0.5 mL 30%的H2O2, 浸泡24 h以尽量除去样品中的有机质。随后用加装了Q-Gard®Boron去硼装置的Millipore纯水处理系统制备的纯净水(MQ水)清洗干净, 逐滴加入2 mol/L HCl至样品完全溶解, 然后用去硼MQ水稀释到 1 mL。

表1 SY10珊瑚样品的δ13C、δ18O、δ11B及计算的pH结果

注:11B为三次平行测量的值, 误差为三次平行测量的平均标准偏差(2σm); pH根据硼酸和硼酸根分馏的理论关系计算获得, 详细参数设定参照正文说明, 误差为±0.01

溶解好的珊瑚样品首先过装载有AG 50×8阳离子树脂的交换柱去除Ca、Mg等主要的阳离子基体, 收集下来的含硼溶液逐滴加入纯化过的浓CsOH溶液调节到pH>12。然后将溶液转移到装载着IRA 743硼特效树脂的离子交换柱进行分离纯化和富集硼。纯化后收集到的含硼溶液分别加入适量的CsOH和甘露醇 (用于固定硼, 避免蒸干过程中硼的挥发损失), 其量按珊瑚样品的硼含量估算, 保证样品中B﹕Cs和B﹕甘露醇的比例分别为1﹕2和3﹕4左右[11–12]。充分混合后样品置于<60 ℃的红外灯下烘干供质谱测量。为监测离子交换过程对硼同位素组成的影响, 我们同时把硼含量与珊瑚样品相当(~1 μg)的SRM 951标准溶液当样品, 以用同样的方法进行离子交换处理。所有的化学处理均在中国科学院广州地球化学研究所同位素地球化学国家重点实验室的超净化学实验室进行。详细的化学处理流程参照文献[8,15]。

蒸干后的样品用2 μL 稀CsOH溶液提取, 点于预先去气的Ta灯丝上, 通上低电流蒸到快干, 然后加1 μL石墨悬浮液, 继续蒸干备质谱测量。

质谱测量在同位素地球化学国家重点实验室的Finnigan Triton型热电离质谱仪上进行, 该仪器配备有9个Faraday杯用于检测信号, 分别将308(133Cs210B16O16O)和309(133Cs211B16O2+133Cs210B16O17O)置于H3和H4杯上, 中心杯则设定为一个虚拟的质量数298.4。该仪器具有较强的变焦功能, 将H3和H4杯的距离调节到最近, 然后将变焦程度调节到最大(focus Quad为15.00 V, 而disper­sion Quad为–100.00 V), 可以同时在H3和H4杯上接收到各自对应的308和309信号, 实现硼同位素比值的静态测量。图1展示了这两个信号的套峰扫描图, 虽然两个信号峰不能完全重合, 但其平顶峰的重合部分足够宽, 完全满足静态测量的要求。测量的309/308比值经过17O校正即可获得11B/10B比值:11B/10B =309M/308M − 0.00078[16]。静态测量可以显著提高309/308比值的内部精度, 通常一个分析包含10个block, 每个block包括10个cycle, 这样得到的309/308比值内部精度往往好于0.001% (2σm), 其对11B误差的贡献不到±0.01‰(2σ)。

图1　m/e 308和m/e 309信号套峰图

除了非常高的内部精度, 这样的静态分析稳定性也非常好。在每一轮样品测试过程中至少会测量2~3次SRM 951标准, 整个样品测量过程中SRM 951的11B/10B结果平均值为4.0529±0.0007 (1SD,=22),换算成11B的偏差好于±0.2‰。另外, 经过化学处理的SRM 951标准的11B/10B结果为4.0530±0.0005 (1SD,=8)。这一比值相对于未经化学处理的SRM 951结果换算成11B为(0.03±0.14)‰, 与标准值没有偏差, 因此我们的化学处理及分析流程可以获得可靠的11B结果。

对于实际的珊瑚样品, 为了更好避免质谱测量过程中Cs2CNO+干扰或者硼同位素分馏引起的11B/10B偏差[8], 第一次测量完成后, 将灯丝电流调高20~30 mA, 重新优化仪器参数, 再次测量其11B/10B比值。每个样品重复测量3次, 如果3次测量结果在误差范围内一致, 可认为是不受Cs2CNO+干扰或者硼同位素分馏影响的可靠结果。考虑到单次测量的内部精度太高, 将这3次分析的平均值和偏差作为样品的测量结果及内部精度。分析结果列于表1。

1.3 pH值的计算

11BSW和11Bcarbonate分别代表海水和碳酸盐(如珊瑚等)的11B,3-4代表硼酸和硼酸根之间硼同位素分馏系数。虽然近年有研究认为硼酸可能也被结合到碳酸盐中, 从而导致重建的pH值与实际的海水pH值存在偏差[18], 但最新的研究认为引起这样的pH值偏差的主要原因是海水与钙化流体ECF之间存在pH梯度[11], 只要选取合适的参数如pK、3-4和11BSW, 并对引起海水和ECF之间pH梯度的生命效应进行适当的校正, 利用以上公式便可计算出准确的海水pH值[11–12]。

在此我们参照了Trotter.[11]的方法来计算海水pH值, 其中11BSW选用该珊瑚样品采集的珊瑚礁海水的实测11B的平均值39.5‰(未发表数据),3-4采用Klochko.实验测定的结果1.0272[19], 生命效应校正则选用滨珊瑚种类的经验公式pHSW= (pHECF− 5.95)/0.32[12]。考虑到三亚海域冬季和夏季月均温差高达10 ℃, 珊瑚的钙化速率受温度变化的影响比较明显, 从而影响到钙化流体ECF中硼酸和硼酸根之间的平衡常数pb[12]。而我们所分析样品的时间分辨度约为月平均, 因此不同样品之间存在非常明显的温度差异, 我们在此也对其进行温度校正[12]: 每个样品对应的温度利用同步测量的18O, 以及适用于该区的滨珊瑚氧同位素温度计18O(‰) = −0.14×(℃) − 1.76计算出来[20]。计算的pH值结果同列于表1, 其误差根据高斯误差传递公式由11B分析误差计算而得, 结果均好于±0.01。

2 结果与讨论

2.1 碳、氧、硼同位素组成及pH记录的季节变化

该珊瑚样品高分辨率的13C、18O、11B及计算的pH值的变化序列展示于图2。从数据频度看, 该序列的时间分辨率与月平均相当。总体看来, 这些同位素组成均存在明显的季节性周期波动。氧同位素组成对温度变化比较敏感, 因而珊瑚18O的季节变化主要反映温度的变化。图2中也可以看出,18O存在非常好的年周期, 冬季18O最高而夏季最低, 可以作为年界线的标志。13C也呈现出类似的年周期变化, 大体上是温度较低的秋冬季节13C比较高, 但其变化和18O并不同步, 这与13C对温度变化并不敏感, 及其主要受陆源输入和珊瑚礁生物活动(新陈代谢)等因素控制相一致。11B的变化也似乎是一种年际的周期波动, 但其变化和13C、18O都不同步。在与18O的对应关系上, 有些年份高的11B对应于高的18O值, 如2007年, 而有些年份高的11B则对应于低的18O值, 如2008年, 意味着珊瑚的11B受温度影响不明显。而在与13C的对应关系上, 2008年以后高的11B主要对应于高的13C, 但在2008年以前则主要对应于低的13C。

图2　SY10珊瑚的高分辨率δ13C、δ18O、δ11B和pH记录的变化序列

pH值是由11B计算得到的, 因此这两个记录的变化基本是同步的。不管是利用线性回归还是利用指数关系回归, pH和11B之间的相关关系都非常显著(>0.85,=47,<0.0000001)。

这些同位素记录的对应关系在其相关图上可以更清楚地展示(图3)。13C和18O之间、11B和18O之间均不存在明显的相关关系(>0.1), 但计算得到的pH值和18O之间却存在明显的相关关系(图3c,=0.62,=47,<0.000002)。这种相关关系继承自计算pH值时对ECF的硼酸和硼酸根之间的平衡常数受钙化速度影响而进行的温度校正[12], 主要体现的是珊瑚的生命效率。考虑到18O和温度是反相关关系[20], 因此pH和18O之间的对应关系意味着高的pH值倾向于在低温的季节出现, 与我们在三亚珊瑚礁现场观测的结果(未发表数据)是相一致的。而在低温季节, CO2的溶解度升高, 其效果是导致海水pH下降。我们的珊瑚记录显然与这种温度控制的溶解效应不一致, 意味着珊瑚礁海水pH主要不是受CO2溶解度控制, 而与生物活动关系密切。

在年代际的时间尺度上, 受Suess效应影响, 珊瑚的11B和13C之间存在比较明显的正相关关系, 即随着进入海水中的人类排放CO2的增加, 海水的pH和溶解无机碳(dissolved inorganic carbon: DIC)的13C下降[8]。但是在季节时间尺度上,11B和13C之间的相关性要更复杂一些。从图2的序列上看,13C大体存在一个下降的趋势, 但11B并没有明显的下降趋势。图3d显示, 2008年以后,11B和13C存在弱的正相关关系(=0.51,=23,=0.0065), 大体与Suess效应类似。但在2008年以前,11B和13C却存在弱的负相关关系(= –0.46,=24,=0.012)。这种负相关的机制目前还不清楚, 估计与生物活动性质的差异有关。

图3　δ13C、δ18O、δ11B和pH记录之间的相关关系

图3d中数据点“○”表示靠近珊瑚柱顶部23个样品的数据, 即2008年和2009年; “△”表示后24个样品的数据, 即2007年和2006年

2.2 pH记录的可靠性评估

珊瑚礁的生产力往往比较高, 生物活动对海水pH变化有非常大的影响, 因而珊瑚礁海水pH往往呈大幅度的波动[21]。我们在三亚珊瑚礁进行现场观测的结果也表明, 海水pH的昼夜变化非常大, 最高值往往出现于中午光合作用最强的时段, 而最低值往往出现于晚上12点后, 日变化幅度最高可达0.6。除了昼夜变化, 季节变化也是非常显著, 不同季节月平均pH值的差别可达到0.4。即使是在年际年代际时间尺度上, 利用珊瑚11B重建的pH值变化幅度也达到0.3~0.4[7–8]。因此, 我们利用SY10珊瑚重建的约为月平均分辨率的pH记录所呈现的大幅度周期波动和实际情况是相吻合的。

由于pH值计算的理论关系式的一些前提假设并不完全符合实际情况, 所需要进行的校正(如钙化速率校正、生命效应校正等)均使用由有限的实验获得的经验关系式[12], 因此计算得到的pH值可能和实测值会存在一定的偏差。三亚珊瑚礁现场测定的pH值最大变化范围是7.47~8.45(25 ℃恒温测量, Total Scale校正), SY10珊瑚重建的pH结果(7.77~ 8.37)均落在这样的范围内, 意味着重建的pH值与实际值的偏差不会太大。但这些实测结果均为测量时的瞬时值, 受生物光合作用/呼吸作用快速的周日变化的影响明显, 变化幅度大。如果统计为月平均结果, 三亚珊瑚礁海水pH的变化范围往往介于7.7~8.1之间。与实测结果的月平均统计结果相比, SY10的重建pH结果低值相一致, 但高值偏高约0.2~0.3单位, 这可能是计算所用到的源自澳大利亚大堡礁的经验校正公式[12]中的一些参数可能不适合三亚珊瑚礁海域。如果利用三亚珊瑚礁的海水和珊瑚种类开展培养试验, 可望获得适用该海区的经验公式, 从而获取与该海区实测值相一致的pH重建结果。

3 小 结

对三亚湾的活体滨珊瑚柱SY10约为月分辨率的碳、氧、硼同位素组成分析发现, 其碳、氧、硼同位素组成均存在明显的季节性周期波动。经相关性分析可知,13C大体上是温度较低的秋冬季节比较高, 但其变化和18O并不同步, 这与13C对温度变化并不敏感, 主要受陆源输入和珊瑚礁生物活动(新陈代谢)等因素控制相一致;11B与18O的相关关系并不明显, 表明珊瑚的11B受温度影响不明显；但利用11B重建的pH值与18O之间存在明显的正相关关系, 高的pH值倾向于在低温的季节出现, 这意味着在短时间尺度内三亚珊瑚礁附近海水pH值主要不是受海水CO2溶解度控制, 而是与生物活动有密切的关系。与年代际的时间尺度上, 由于受Suess效应影响, 珊瑚的11B与13C之间存在比较明显的正相关关系相比, 季节时间尺度上11B与13C之间的相关性要更复杂一些。2008年以后,11B与13C存在弱的正相关关系, 大体与Suess效应类似；但在2008年以前,11B与13C却存在弱的负相关关系, 这种负相关可能与生物活动性质的差异有关。利用SY10珊瑚样品硼同位素组成重建的海水pH值变化范围为7.77～8.37, 呈季节性周期波动, 这种大幅度的周期波动与我们对三亚珊瑚礁海水pH进行现场观测所得到的结果以及已发表的研究成果[21]相符, 这说明利用珊瑚硼同位素组成重建海水pH记录是可靠的。

[1] Caldeira K, Wickett M E. Anthropogenic carbon and ocean pH[J]. Nature, 2003, 425(6956): 365–365.

[2] Feely R A, Sabine C L, Lee K, Berelson W, Kleypas J, Fabry V J, and Millero F J. Impact of anthropogenic CO2on the CaCO3system in the oceans[J]. Science, 2004, 305(5682): 362–366.

[3] Hoegh-Guldberg O, Mumby P J, Hooten A J, Steneck R S, Greenfield P, Gomez E, Harvell C D, Sale P F, Edwards A J, Caldeira K, Knowlton N, Eakin C M, Iglesias-Prieto R, Muthiga N, Bradbury R H, Dubi A, and Hatziolos M E. Coral reefs under rapid climate change and ocean acidification[J]. Science, 2007, 318(5857): 1737–1742.

[4] Hönisch B, Hemming N G. Ground-truthing the boron isotope-paleo-pH proxy in planktonic foraminifera shells: Partial dissolution and shell size effects[J]. Paleoceanography, 2004, 19(4): PA4010, doi:10.1029/2004PA001026

[5] Hönisch B, Hemming N G, Grottoli A G, Amat A, Hanson G N, Buma J. Assessing scleractinian corals as recorders for paleo-pH: Empirical calibration and vital effects[J]. Geochim Cosmochim Acta, 2004, 68(18): 3675–3685.

[6] Hemming N G, Hanson G N. Boron isotopic composition and concentration in modern marine carbonates[J]. Geochim Cosmochim Acta, 1992, 56(1): 537–543.

[7] Pelejero C, Calvo E, McCulloch M T, Marshall J F, Gagan M K, Lough J M, Opdyke B N. Preindustrial to modern interde­cadal variability in coral reef pH[J]. Science, 2005, 309(5744): 2204–2207.

[8] Wei G J, McCulloch M T, Mortimer G, Deng W F, Xie L H. Evidence for ocean acidification in the Great Barrier Reef of Australia[J]. Geochim Cosmochim Acta, 2009, 73(8): 2332–2346.

[9] Hemming N G, Guilderson T P, Fairbank R G. Seasonal variations in the boron isotopic composition of coral: A productivity signal?[J]. Global Biogeochem Cy, 1998, 12(4): 581–586.

[10] Al-Horani F A, Al-Moghrabi S M, de Beer D. The mechanism of calcification and its relation to photosynthesis and respiration in the scleractinian coral[J]. Mar Biol, 2003, 142(3): 419–426.

[11] Trotter J, Montagna P, McCulloch M, Silenzi S, Reynaud S, Mortimer G, Martin S, Ferrier-Pagès C, Gattuso J P, Rodolfo- Metalpa R. Quantifying the pH ‘vital effect’ in the temperate zooxanthellate coral: Validation of the boron seawater pH proxy[J]. Earth Planet Sci Lett, 2011, 303(3/4): 163–173.

[12] McCulloch M, Falter J, Trotter J, Montagna P. Coral resilience to ocean acidification and global warming through pH up-regulation[J]. Nature Clim Change, 2012, 2(8): 623–633.

[13] Wei G J, Deng W F, Yu K F, Li X H, Sun W D, Zhao J X. Sea surface temperature records in the northern South China Sea from mid-Holocene coral Sr/Ca ratios[J]. Paleoceanography, 2007, 22(3), PA3206, doi:10.1029/2006PA001270.

[14] 邓文峰, 韦刚健, 李献华. 不纯碳酸盐碳氧同位素组成的在线分析[J]. 地球化学, 2005, 34(5): 495–500. Deng Wen-feng, Wei Gang-jian, Li Xian-hua. Online analysis of carbon and oxygen isotopic compositions of impure carbonate[J]. Geochimica, 2005, 34(5): 495–500 (in Chinese with English abstract).

[15] 韦刚健, Mortimer G, McCulloch M. 珊瑚高精度硼同位素组成分析: PTIMS与NTIMS 方法的对比研究[J]. 地球化学, 2009, 38(2): 114–122. Wei Gang-jian, Mortimer G, McCulloch M. Measurement of high-precision boron isotopes in coral samples: Comparison between PTIMS and NTIMS methods[J]. Geochimica, 2009, 38(2): 114–122 (in Chinese with English abstract).

[16] Spivack A J, Edmond J M. Determination of boron isotope ratios by thermal ionization mass spectrometry of the dicesiummetaboratecation[J]. Anal Chem, 1986, 58(1): 31–35.

[17] Zeebe R E. Stable boron isotope fractionation between dissolved B(OH)3and B(OH)4-[J]. Geochim Cosmochim Acta, 2005, 69(11): 2753–2766.

[18] Klochko K, Cody G D, Tossell J A, Dera P, Kaufman A J. Re-evaluating boron speciation in biogenic calciteand aragonite using11B MAS NMR[J]. Geochim Cosmochim Acta, 2009, 73(7): 1890–1900.

[19] Klochko K, Kaufman A J, Yao W S, Byrne R H, Tossell J A. Experimental measurement of boron isotope fractionation in seawater[J]. Earth Planet Sci Lett, 2006, 248(1/2): 276–285.

[20] Deng W F, Wei G J, Li X H, Yu K F, Zhao J X, Sun W D, Liu Y. Paleoprecipitation record from coral Sr/Ca and18O during the mid Holocene in the northern South China Sea[J]. The Holocene, 2009, 19(6): 811–821.

[21] Dai M H, Lu Z M, Zhai W D, Chen B S, Cao Z M, Zhou K B, Cai W J, Chen CTA. Diurnal variations of surface seawaterCO2in contrasting coastal environments[J]. Limnol Oceanogr, 2009, 54(3): 735–745.

High resolution boron isotopic compositions of a coral from the northern South China Sea and their implications for reconstruction of seawater pH

KE Ting1,2, WEI Gang-jian1*, LIU Ying1, XIE Lu-hua3, DENG Wen-feng1, WANG Gui-qin1and XU Ji-feng1

1. State Key Laboratory of Isotope Geochemistry, Guangzhou Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510640, China; 2. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China; 3. Key Laboratory of Marginal Sea Geology, Guangzhou Institute of Geochemistry, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510640, China

Coral is a good medium for the study of high resolution climate changes in tropical oceans. In this paper, we analyzed the C, O, B isotopic compositions of 49 samples from a livingcoral, SY10, from Sanya Bay, south of Hainan Island. The result shows that, the13C,18O and11B values of the SY10 coral range from –3.32‰ to –1.76‰, from –6.13‰ to –4.78‰ and from 23.51‰ to 26.23‰, respectively. They all exhibited obvious seasonal fluctuations. A significant positive correlation occurs between the reconstructed seawater pH and18O, which is converse to the temperature effect for the solubility of CO2in seawater that low temperature favors the dissolution of CO2and hence decreases seawater pH. Our observation that higher pH values tend to appear in low temperature seasons suggests that seawater pH on coral reefs should be largely controlled by biological activities rather than changes in CO2solubility. Meanwhile, the reconstructed seawater pH values range from 7.77 to 8.37, with seasonal fluctuations similar to that of the11B. Furthermore, the substantial periodic fluctuations of reconstructed pH are in consistent with the variability of observed seawater pH records on the same coral reef, and agree with the seawater pH changes in Xisha Islands mentioned by Dai. (2009). We therefore conclude that it is feasible to reconstruct high resolution seawater pH by using boron isotopic composition of corals.

boron isotopic composition; high resolution; pH; coral; Sanya Bay

P597

A

0379-1726(2015)01-0001-08

2013-08-26;

2013-10-26;

2013-11-04

国家自然科学基金(41076025); 中国科学院广州地球化学研究所135项目(Y234091001)

柯婷(1987–), 女, 硕士研究生, 海洋地质专业。E-mail: cotke09@hotmail.com

WEI Gang-jian, E-mail: gjwei@gig.ac.cn; Tel: +86-20-85290093