晚中新世以来印度洋-太平洋暖池水体交换过程及其气候效应

李铁刚熊志方贾 奇

(1.自然资源部 第一海洋研究所,山东 青岛266061；2.青岛海洋科学与技术试点国家实验室 海洋地质过程与环境功能实验室,山东 青岛266237)

印度洋-太平洋暖池(以下简称印-太暖池)以其巨厚的表层暖水覆盖大范围的热带西太平洋和热带东印度洋,是全球面积最大的表层暖水聚集区,也是世界上最重要的热量和水汽源区之一[1-2]。印-太暖池的热引擎和蒸汽源角色决定其上层水体结构和表层温度的较小变化很可能引起全球气候系统明显的反馈效应[3-5],因而其在全球气候变化中的驱动地位举足轻重。从地理位置上看,尽管印-太暖池被印度尼西亚群岛阻隔为西太平洋暖池(简称西太暖池)和印度洋暖池,然而这两个暖池存在着紧密的联系[6-7]。这其中,印尼海道的开关、张缩以及印尼穿越流的强弱控制了从西太暖池向印度洋暖池的水体输送和热量传输,因而在印-太暖池水体交换中扮演主导角色[8-10]。另外,印尼穿越流作为全球温盐环流的关键环节,直接将印-太暖池的热带气候效应放大或遥相关到高纬海区,对高纬海区的气候也产生重要影响[11-12]。因此,查明不同时间尺度上印-太暖池水体交换的演化过程并揭示其对区域或全球气候的影响机理与反馈效应,对于理解过去气候变化的驱动机制非常重要。

近年来,随着国际大型科考航次在印-太暖池取得的高质量沉积物岩芯及其随后开展的广泛国际合作,使得在该区域的古海洋学研究取得了长足的进展[13-15]。本文首先总结晚中新世以来印尼海道或印尼穿越流在千年、轨道和构造时间尺度上的演化特征或趋势,并进一步综述印-太暖池水体交换对热带和高纬海区气候的影响过程与机理,然后指出该领域相关古海洋学研究存在的问题,最后展望该领域可以拓展的研究方向,以期为国内学术同行提供参考与借鉴。

1 国内外研究现状

1.1 印尼海道或印尼穿越流的演化

1.1.1 千年和轨道尺度上印尼穿越流的演化

印-太暖池的水体交换必须以印尼海道或印尼穿越流的演化作为外在表征。千年和轨道尺度上,印尼穿越流相关的古海洋学研究比较薄弱,但是也取得了一些进展。冰期,印尼穿越流主要为高温高盐的表层流；间冰期,印尼穿越流作为温跃层流得到强化[16-17]；而在冰消期,印尼穿越流从表层流主导向温跃层流主导过渡[17-19]。尽管各气候模态下印尼穿越流的主导层流查明得比较清楚,然而其控制因素还没有很好地确定,众说纷纭。例如,冰消期印尼穿越流从表层流主导转变为温跃层流主导可能是响应海平面上升的结果[17-19]。冰期或北大西洋冷事件期间,印尼穿越流随着全球温盐环流的减弱而减弱[20]。Xu[21]提出印尼穿越流的通量、水体性质和垂向层化受到类ENSO和东亚季风的影响,认为早全新世增加的东亚季风降雨和盛行的类La Niña抑制了印尼穿越流的表层流属性,从而导致其作为温跃层流得以加强。因此,在千年和轨道尺度上,印尼穿越流发生了显著的变化,并与海平面、全球温盐环流、类ENSO和东亚季风密切相关,然而其中的作用机制盘根错节。

1.1.2 构造尺度上印尼海道或印尼穿越流的演化

与千年和轨道等短时间尺度上的印尼穿越流演化相比,构造尺度上的印尼海道或印尼穿越流演化及其长期趋势研究就少之甚少。总体而言,晚中新世以来印尼海道处于阶段性逐渐关闭的状态,相关证据来自于构造地质学与古海洋学两个方面。通过综合分析印尼海区的构造地质活动资料,周祖翼等[22]提出印尼海道演化的两度关闭模式,认为印尼海道在11-9 Ma时第一次关闭,9-6 Ma为关闭第一间歇期；6-1 Ma时第二次关闭,1.0-0.2 Ma为关闭第二间歇期。Hall[23]通过构造运动分析,发现10 Ma时澳大利亚西北部的侏罗系洋壳开始发生俯冲,引起上覆板块的形变；5 Ma前后,板块运动发生重要变化,其中马尼拉海沟俯冲加速,澳大利亚-太平洋板块汇聚引起新几内亚进一步抬升；这一系列构造活动最终引起印尼海道的逐渐收缩(图1)。此外,最近研究表明,印尼海区在6 Ma和3 Ma时发生的2次阶段性构造变形都使印尼海道逐渐关闭[24]。然而,由于印尼海道的长期演化受到构造地质发育历史的控制[25],印澳-欧亚-太平洋板块相互碰撞的许多证据已遭后继的板块俯冲等构造活动所破坏[23],因此要从构造演化角度准确重建印尼海道演化历史是相当困难的。

研究人员将研究方向转向了古海洋学分析。基于有孔虫生物地理分布的研究,Kennett等[26]认为西太暖池形成于印尼海道关闭之后距今约8 Ma期间；而Srinivasan和Sinha[27]却认为印尼海道完全关闭不过在5.2 Ma前后。Gallagher等[28]指出印尼穿越流的长期演化呈阶段性变化：在10.0-4.4 Ma,印尼穿越流减弱,在4.4-4.0 Ma,印尼穿越流增强,在4.0-1.6 Ma,印尼穿越流再次减弱,在1.6-0.8 Ma,印尼穿越流又有所增强,而到0.8 Ma之后,印尼穿越流再次受到抑制。此外,Martin和Scher[29]利用印度洋ODP 757B站鱼牙Nd同位素(εNd)与太平洋多站位铁锰结壳εNd(T)[30-31]对比发现,11.0-5.5 Ma,印尼海道处于相对打开的状态,5.5-3.4 Ma时通过印尼海道的洋流受阻,而3.4 Ma之后印尼海道可能再次打开或者通过印尼海道的水团来源发生改变；Singh和Gupta[32]对ODP 757B站微体古生物学分析同样表明,在约11 Ma,底栖有孔虫Nuttallidesumbonifera丰度快速增加,表明太平洋深层水向印度洋的传输增强,然而在3.0-2.8 Ma,N.umbonifera丰度降低,表明太平洋与印度洋之间通过印尼海道的中深层水交换减弱或完全中断(图2)。由此可见,古海洋学视角确实能提供丰富的长尺度印尼海道或印尼穿越流演化信息。

图1 10 Ma和5 Ma时东南亚构造活动指示的印尼海道演化[23]Fig.1 Evolution of the Indonesian seaway at 10 and 5 Ma,based on the tectonic activity in Southeast Asia[23]

图2 印度洋ODP 757B站鱼牙εNd(T)[29]、Nuttallides umbonifera丰度[32]与太平洋CD29-2[30]、D11-1[30]、VA13/2[30]、Tasman[31]和 Nova[31]铁锰结壳εNd(T)记录的对比Fig.2 Comparison of fish teethεNd[29]and Nuttallides umbonifera abundances[32]in ODP Site 757B with ferromanganese crustεNd in sites CD29-2[30],D11-1[30],VA13/2[30],Tasman[31]and Nova[31]of Pacific Ocean

1.1.3 南海穿越流对印尼穿越流的影响

南海穿越流从吕宋海峡进入南海,经由民都洛岛海峡和卡里马塔海峡,最终汇入印尼穿越流[33]。南海穿越流作为淡水传送带,其强弱变化对印尼穿越流产生重要影响[34]。在年际时间尺度上,由于受到大尺度风应力的影响,印尼穿越流和南海穿越流总是表现出反相位的变化特征[35]。在El Niño年,南海穿越流增强,淡水侵入望加锡海峡,抑制了印尼穿越流表层海水的向南流动,从而导致印尼穿越流表层流显著减弱[36-39]。目前对于地质历史时期南海穿越流对印尼穿越流影响的研究相对较少。在千年和轨道时间尺度上,冰阶和冰期时,由于北半球冰体积增大,海平面降低,巽他陆架和爪哇海的大面积出露,南海穿越流被阻断,从而使得印尼穿越流表层流增强[18-9,25,40-41]。构造时间尺度上,最近研究发现在约3.54 Ma,构造作用引起印尼海道关闭的同时,南海穿越流对印尼穿越流的影响增强[42]。由此可见,在探讨地史时期印尼穿越流演变时,有必要将南海穿越流对其的影响加以考虑。

1.2 印-太暖池水体交换对热带海区气候的影响

1.2.1 对印度洋暖池气候的影响

印尼海道或印尼穿越流演化导致的印-太暖池水体交换对区域和全球气候产生重要影响。对热带海区而言,印尼海道的开关或张缩通过直接改变印尼穿越流来影响印-太暖池的洋流组成和水体性质[43-44]。模拟结果表明,5-3 Ma时澳大利亚与新几内亚处于现在位置以南约2°～3°处,太平洋与印度洋之间存在一个相对宽且深的海道,之后由于印尼海道收缩引起的洋流改组,使印度洋表层海水温度降低[44]。印尼海道收缩引起的洋流和水体变化也在古海洋学记录中得到证实,例如DSDP 214站浮游有孔虫δ18O与Mg/Ca记录表明,在3.50-2.95 Ma热带东印度洋次表层温度降低,表层盐度降低,可能响应于印尼海道收缩重组导致的印尼穿越流水体来源由南太平洋水(高温高盐)变为北太平洋水(低温低盐)[45](图3)。另外,在6.5-3.0Ma,特别是在5 Ma左右,中印度洋中层水低氧带显著扩张,可能与印尼穿越流受限导致向印度洋输送的温暖贫养水团显著减少,从而使生物生产力增加有关[46-48]。此外,在14-3.5 Ma,印尼海道的逐渐关闭导致中新世印度洋赤道喷射流的形成,这一由东向西的上-中层洋流对整个印度洋环流系统产生重要影响[49]。而后,在4.0-2.5 Ma,印尼海道的继续收缩导致了中新世印度洋赤道喷射流的减弱与消亡,最终演化为现代印尼穿越流[39]。

图3 现代与5 Ma时印尼穿越流(ITF)演化[23,34,45]Fig.3 Styles of the Indonesian throughflow at present and 5 Ma[23,34,45]

1.2.2 对西太平洋暖池气候的影响

印-太暖池的核心是西太暖池,其范围广,是印-太暖池水体交换的源头,在全球气候中有重要地位。越来越多的研究已经证实,以西太暖池为代表的热带过程对全球气候的影响不亚于以北大西洋经向翻转环流为代表的北半球高纬过程[50-51]。同上述印度洋暖池DSPD 214站记录相对应,西太暖池南部边缘DSDP 590B站古海洋学记录表明,3.5 Ma之后印尼海道的收缩导致东澳大利亚流的扩张,致使西南太平洋表层盐度和温度升高,减小了西南太平洋与热带西太平洋的海表温度梯度[52]。另外,Cane和Molnar[44]通过数值模拟显示,4-3 Ma时印尼海道关闭引起的洋流改组还会导致西太暖池上层水体温度的升高。然而,赤道西太平洋ODP 806站重建的表层和次表层温度记录并不支持模拟结果在4-3 Ma,热带西太平洋上层水体温度并没有升高的现象[53-54]。因而,Jochum等[55]指出,印尼海道的关闭对热带太平洋的影响可能是更加复杂的过程。

印-太暖池水体交换不仅对西太暖池的上述单个水文、环境因子有重要作用,还对西太暖池的热带系统影响深刻。这其中,西太暖池的形成演化和类ENSO是热带过程绕不开的科学命题。古海洋记录表明晚中新世印尼海道的逐渐关闭是原始西太暖池形成和演化的主要原因[56-57]。但是对于原始西太暖池的形成时间,目前的报道说法不一[26,56,58-60]。微体古生物学证据显示原始西太暖池形成于8 Ma[26]；浮游有孔虫氧同位素证据显示,9.9-7.5 Ma暖水在赤道西太平洋的堆积导致温跃层加深,表明原始暖池可能在该阶段形成[58]；而Jian等[56]则表明原始西太暖池形成于11.5-10.6 Ma。另外,ODP 806站浮游有孔虫δ18O记录表明,当印尼海道收缩或海平面降低时,西太暖池扩张得以发展；当印尼海道相对打开时,西太暖池的发展受到抑制[57]。然而,Von Der Heydt和Dijkstra[61]却认为印尼海道的打开并不能阻止西太暖池的发展,只是使暖池的位置向印度洋方向移动。可见,古海洋学家在印尼海道演化对西太暖池形成与发展的影响问题上也存在争议。

印尼海道或印尼穿越流演化对西太暖池类ENSO的影响研究主要体现在数值模拟计算方面。模拟结果表明,印尼海道的开、关以及引起的印尼穿越流改变对类ENSO的频率、强度和长期演化有重要影响[55,62-63]。例如,Jochum等[55]认为印尼海道在相对扩张状态下,伴随着中太平洋表层温度的升高以及类ENSO活动的减弱。然而问题是,除特殊ENSO式过程(详见下述永久类El Niño)外,缺乏古海洋记录去证实这些有关印尼海道或印尼穿越流演化对(普通)类ENSO影响的数值模拟研究结论。但这些数值模拟结果恰恰说明从古海洋学视角研究印尼海道或印尼穿越流对类ENSO的影响行之有效。

印尼海道或印尼穿越流演化对西太暖池ENSO式过程的影响研究集中于上新世暖期(4.5-3 Ma)的永久类El Niño。永久类El Niño是被推断发生在早上新世区别普通ENSO式变化的一种长期气候状态,也被认为是导致该时期全球温度升高的主要因素[53]。与现代显著的热带太平洋带状温度梯度不同,上新世暖期东西太平洋温度梯度仅有1.5℃,沃克环流减弱,仅相当于现今El Niño发生时的状态,因而被称为永久类El Niño[64-67]。然而,对于上新世暖期永久类El Niño的成因目前有多种解释(如亚热带海洋混合增强、低云反照率减小和大气pCO2升高等),但没有哪一种能单独圆满答复[68]。这其中,印尼海道的张缩被认为在永久类El Niño的形成与转化中扮演主要角色。印尼海道在相对打开的条件下,有利于西太暖池处于永久类El Niño状态,而印尼海道的变窄阻挡了温暖的南太平洋海水进入到印度洋,从而使太平洋带状温度梯度增大,沃克环流增强,有利于气候从永久类El Niño转变为正常的类ENSO模式[44]。进一步,上新世暖期永久类El Niño是否存在,不少研究也提出异议[69-72]。早上新世菲律宾珊瑚δ18O和SST记录显示其变化特征与现代正常ENSO式变化相似,不存在永久类El Niño[69]。Zhang等[70-71]基于TEX86反演的东-西太平洋海表温度梯度为3℃,同样不支持早上新世存在永久类El Niño。更富戏剧性的是,几个研究表明上新世暖期东-西太平洋温跃层倾斜度增大,可能处于超强类La Niña状态[73-74]。

1.3 印-太暖池水体交换对高纬海区气候的影响

印-太暖池水体交换不但调控区域热带气候过程,也对全球重大气候转型或事件产生重要影响。其中,约2.75 Ma时,北半球大冰期启动,标志着上新世暖期的结束,全球平均温度下降约3℃,全球气候发生重大转折[75-78]。国际学术界对北半球大冰期的形成机制进行了广泛的探讨,但争议一直未断。太阳辐射量[76]、大气pCO2[69]、大洋温盐环流[66,79]、热带太平洋带状温度梯度[80]和构造隆升[81]等都被认为是导致北半球大冰期的重要因素。其中,热带太平洋东西两侧海道(即巴拿马地峡和印尼海道)的关闭被认为可能是导致北半球大冰期的先决条件[44,82]。但是,最近的几个研究表明巴拿马地峡关闭对大洋环流的影响时间(4.6-4.0 Ma)要早于北半球大冰期大约1 Ma[79,83]；而且模拟结果也证实巴拿马地峡关闭可能不足以撼动北半球大冰期的启动[84]。由于巴拿马地峡关闭假说对解释北半球大冰期成因的失效,这就不得不促使我们将目光转向印尼海道的演化。

目前,印尼海道的关闭及其引起的印尼穿越流水团来源的改变可能通过4种方式影响北半球大冰期的启动(图4)：1)使暖水路径上南大西洋次表层盐度降低,导致大西洋经向翻转环流减弱[45,79,85]；2)使从印度洋向极地和南大西洋输送的热量减少,从而产生一连串气候效应(如锋带的极向移动),促进北半球大冰期增强[45,52,86-87]；3)导致印尼海区陆地出露面积增大约60%,可能通过影响沃克环流和大气pCO2对北半球大冰期产生影响[81]；4)导致新几内亚阻挡,使南太平洋暖水不能进入印度洋,导致太平洋带状温度梯度增大,沃克环流增强,通过热带东太平洋向北半球高纬区域的大气热传输减少,从而促进北半球冰盖扩张,触发了北半球大冰期[44]。

图4 印尼海道关闭影响北半球大冰期启动的作用方式[79]Fig.4 The ways influencing the initiation of Northern Hemisphere Glaciation,resulting from closure of Indonesian seaway[79]

2 存在的问题

2.1 构造尺度上印尼海道或印尼穿越流的演化历史存在分歧

无论是构造地质学还是古海洋学证据都表明,晚中新世以来,印尼海道或印尼穿越流的演化呈现阶段性变化特征,但具体的演化历史仍存在分歧。造成该问题的主要原因有2个：1)前期的研究没有对印尼海道两侧印-太暖池关键研究区进行精细刷选和整体考虑,而且也缺乏长时间序列的岩芯材料；2)前期的研究只注重上层水体的对比,忽略了中、深层水体也能提供有效而且很可能更有价值的长期演化信息。正是这2个问题导致目前推断的印尼海道或印尼穿越流长期演化信息过于分散而失去权威性。因而,挑选印尼海道两侧印-太暖池关键靶区并获取高质量的长柱状岩芯,实施综合对比的全水层古海洋学研究,是解决印尼海道或印尼穿越流长期演化问题的关键。

2.2 原始西太暖池的形成时间及其发展对印尼海道演化的响应模式存在争议

目前,有关印尼海道或印尼穿越流对西太暖池形成演化的影响研究多是片段式的,没有形成时间序列上的系统认识。首先,原始西太暖池的形成时间,目前并没有定论,处在11.5-7.5 Ma范围内[26,56,58-60]。这些推断的原始西太暖池形成时间上的差异到底是分析误差导致的,还是表明西太暖池的原始形成过程在空间尺度上本来存在差异,亦或还存在其它未知原因?其次,在印尼海道相对开启的大背景下,地质记录显示西太暖池的发展得到抑制；而数值模拟结果表明西太暖池的发展并没有被抑制,只是向印度洋方向发展。如何调和古海洋记录与模拟结果之间的矛盾?这些问题的解决都需要长时间跨度或高分辨率岩芯记录来加强印尼海道对西太暖池演化的影响研究。

2.3 上新世暖期类El Niño的存在及其对印尼海道演化的响应机制没有定论

对于所谓的中上新世永久类El Niño,到底是由于暖池向印度洋方向移动导致的误判[47]还是替代指标不确定性引起的错觉[55],亦或真正存在类El Niño仍需进一步研究。假若上新世暖期确实存在永久类El Niño,那么印尼海道张缩引起的何种作用效应对永久类El Niño起主导作用?目前仍不清楚。或许,印尼海道的演化及相关印尼穿越流的研究将是打开西太暖池正常类ENSO长期演化模式和永久类El Niño作用机制之谜的一把钥匙。

2.4 印尼海道关闭促进北半球大冰期的作用方式还未明确

印尼海道关闭是触发北半球大冰期的关键一环,但其具体通过何种作用来启动或促进北半球大冰期,依然是一个亟待解决的科学问题。印尼海道收缩可以通过引起大洋环流效应或大气环流效应导致向北半球高纬区域的热量输送减弱,从而触发北半球大冰期。这其中,是以一种作用效应为主还是多种作用效应并存,目前无法确定。行之有效的方法是在印-太暖池上述相关大洋环流和大气环流路径上采集多个沉积物岩芯样本,开展北半球大冰期时的古海洋学对比研究,通过有效替代指标获取印尼海道演化对北半球大冰期形成的影响机制。

3 研究展望

3.1 从中、深层水视角研究印-太暖池水体的交换

印尼海道演化过程中,西太暖池与印度洋暖池之间存在中、深层水交换的阶段[32],这表明只从上层水体研究印尼海道或印尼穿越流的演化并不能全面刻画印-太暖池的水体交换过程。建议分析印尼海道两侧印-太暖池中、深层水深度站位底栖有孔虫εNd(T)、底栖-浮游有孔虫δ13C和δ18O差值以及底栖有孔虫种属,以确定印尼海道两侧印-太暖池中、深层水的来源、流通状况和微体古生物信息。在此基础上,比较西太暖池和印度洋暖池中、深层水的来源、流通状况和微体古生物信息差异,分析印尼海道两侧中、深层水的连通状况,示踪印尼海道的开关和张缩,从而查明印-太暖池水体的交换过程。

3.2 印-太暖池水体交换对普通类ENSO影响的研究

由模型模拟计算可知,印尼海道或印尼穿越流的演化能影响现代ENSO和上新世暖期永久类El Niño。然而,没有现代过程研究表明印尼穿越流能控制ENSO的变率,但一些观测研究表明现代ENSO能控制印尼穿越流的流量、温度和深度[88-89]。既然模拟结果显示印尼海道的开、关能影响永久类El Niño与普通类ENSO之间的转换,那么可以尝试探索地质历史时期印尼海道或印尼穿越流演化对普通ENSO式过程的影响。古海洋学家对中更新世以前的类ENSO研究集中于上新世暖期永久El Niño存在与否的验证上,较少关注普通类ENSO的演化特征与模式。今后,应该加强构造尺度上西太暖池类ENSO活动的重建,因为这是开展印-太暖池水体交换对普通类ENSO影响研究的前提。

3.3 引入新兴替代指标研究印-太暖池水体交换

早期的研究主要依靠有孔虫等微体古生物学手段,通过印-太暖池印尼海道两侧有孔虫等生物地理学演化差异,推断印尼海道的张缩或印尼穿越流的强弱。随后,通过印尼海道两侧有孔虫δ13C和δ18O组成所反映的水文信息差异,恢复印尼穿越流的组成(表层流/温跃层流)。然而印尼穿越流的来源(北太平洋水/南太平洋水)还未能有效示踪,穿过印尼海道的中、深层水体演化研究几乎没有开展。这些古海洋信息非常重要,因为联合它们可以在时空上再造印-太暖池水体交换的全水层结构模式,这对于全面理解印-太暖池水体交换对区域和全球气候的驱动机制非常重要。近年来发展起来的新兴地球化学指标可以弥补这方面的不足。例如,分析印-太暖池浮游有孔虫εNd(T),并对比其与潜在来源水体εNd(T)组成的亲源性,可以确定ITF的来源；分析印-太暖池底栖有孔虫壳重和B/Ca,确定中、深层水体碳酸盐系统化学组成,并对比其在印尼海道两侧的差异,很可能从中、深层水视角揭示丰富的印-太暖池水体交换信息。

4 结 语

晚中新世以来的印尼海道或印尼穿越流,在多种时间(千年-轨道-构造)尺度上发生了显著的变化；然而,印尼海道开关、张缩的时间节点以及印尼穿越流演化的历史多是片段式的且存在争议。印尼海道或印尼穿越流演化对印-太暖池的温盐、上层水体结构、水团等水文参数以及暖池和类ENSO等热带系统有重要影响,同时也是北半球大冰期等高纬过程的触发动力。这其中,提出的有关印-太暖池水体交换对区域和全球气候影响机制的假说往往只得到模拟结果的验证,还缺乏古海洋记录的实证检验。问题的关键是目前缺乏合适的沉积物材料,以致对印尼海道或印尼穿越流的演化研究很不系统,这种情况在构造尺度和长期演化趋势方面更为突出。解决上述问题的有效方法是在印-太暖池印尼海道两侧精心设计调查站位,并对应获取高分辨率或长尺度的沉积物岩芯,然后开展古海洋学的对比集成分析。