岁差驱动的全新世热带太平洋—印度洋水汽输送

刘冰瑾，黄恩清，田军

同济大学海洋地质国家重点实验室，上海 200092

在传统描述中，水文循环常常指的是水汽在大陆和大洋之间的循环，但是大洋才是全球尺度上水文循环的主体。据估算，大洋占了全球蒸发量的约86%和降水量的约78%，海洋蒸发量中仅约10%水汽输往大陆，参与海陆间循环[1-2]。由于缺乏研究资料和手段，海洋内部水文循环以及不同海盆之间水汽输送的地质演化历史基本还是认知上的空白。近年来，随着表层海水氧同位素（δ18Osw）重建数据的增多以及同位素数值模式的应用，对第四纪热带大洋内部水汽的输送变化获得了一些突破性认知。

首先，晚第四纪表层海洋δ18Osw重建记录展现出显著的10 万年左右的冰期-间冰期旋回周期，说明高纬冰盖体积涨缩是控制δ18Osw波动的第一级要素[3]。这是因为冰盖氧同位素平均值约为-34‰，大洋表层海水δ18O 平均值约为0，两个端元的同位素值差异巨大[4]。因此晚第四纪全球冰盖体积的巨大变化（可以引起全球海平面约130 m 的升降）是全球海水δ18O 波动的主要来源[5]。其次，通过间接方法可以估算出冰盖涨缩引起的海平面波动及其对海水同位素的影响效应（冰盖同位素效应）[6]。从表层海水δ18Osw信号中扣除掉该效应，就可以获得剩余氧同位素值（residual δ18O, δ18Oresi）。海水δ18Oresi受到多种因素影响，包括洋面降水-蒸发平衡、降水δ18O、陆地冲淡水输入、洋流混合等，结合同位素数值模拟，可以从δ18Oresi波动记录中解读出重要的水文循环信息[7]。

通过对比晚第四纪全球各处的重建记录，可以发现δ18Oresi变化呈现出复杂的空间差异。在靠近陆地河口地区，δ18Oresi波动主要受到陆地冲淡水影响[8]。例如在非洲新几内亚湾，海水δ18Oresi呈现出显著的岁差周期，并且与北半球夏至日太阳辐射量呈现同相位变化[9-10]。显然，岁差调控的北非季风以及非洲赤道区河流径流量变化控制了δ18Oresi信号。在赤道东太平洋、南海和冲绳海槽，δ18Oresi变化并没有明显的岁差周期[7,11-12]。这些地区的δ18Oresi信号可能受到多种气候过程的综合影响，模糊了轨道驱动的印记[7]。最有趣的是，在开放的热带西太平洋暖池地区，数个站位高分辨率重建结果都显示δ18Oresi变化中存在显著的岁差周期，但与北半球夏至日太阳辐射量却呈现反相位变化[7,13-14]。推测太阳辐射量高值期会引起洋面的强烈蒸发，导致表层海水δ18O 值偏重[13]。

在同位素数值模拟结果中，发现热带海区δ18Oresi变化存在一个特别的空间分布特征，即印度洋和西太平洋δ18Oresi变化对岁差驱动的响应是相反的[13,15]。在岁差低值期（即北半球太阳辐射量高值期），热带西太平洋向印度洋的大气净水汽输送是增加的[13,16]，这导致同时期的热带西太平洋δ18Oresi偏重，但印度洋δ18Oresi偏轻，两个大洋δ18Oresi波动在岁差周期上存在反相位关系[13,15]。如前所述，这个模拟结果得到部分热带西太平洋重建数据的支持，但还缺乏更大空间分布范围的证据，特别是来自印度尼西亚多岛洋和印度洋地区的数据检验。因此，本文通过收集全新世热带-亚热带海区（30°S～30°N）混合层浮游有孔虫壳体的氧同位素（planktonic foraminiferal δ18O, δ18Op）和Mg/Ca 温度（ Mg/Ca-SST, sea surface temperature） 记录， 计算δ18Osw和δ18Oresi的演变历史。结合已经发表的模拟结果，探索岁差对热带西太平洋—印度洋水汽输送的影响及其同位素表征。

1 材料与方法

1.1 数据来源与筛选标准

已发表的δ18Op和Mg/Ca-SST 数据主要来自两个古海洋古环境学数据库：德国不莱梅大学PANGAEA 网站（https://www.pangaea.de/）和美国国家海洋和大气局NOAA-paleo 数据集（https://www.ncei.noaa.gov/access/paleo-search/）。一部分数据没有收录于上述两个数据库，散见于各类文献中。对数据的筛选标准如下：首先，为了严格限制重建结果为表层海水信息，只选取生活于海洋混合层的浮游有孔虫数据，热带亚热带海区的属种一般为Globigerinoides ruber和Globigerinoides sacculifer。其次，只选用Mg/Ca-SST 数据，排除了利用长链烯酮不饱和指数（）和四醚膜类脂物（TEX86）指标获得的SST 记录。在很多海区，Mg/Ca 与′指标倾向于记录不同季节的SST 信息[12,17-18]，而TEX86指标很大程度上反映的是次表层海水温度变化[19]。δ18Op和Mg/Ca-SST 都来自浮游有孔虫这个信息载体，可以更准确地重建δ18Osw。再次，重建记录需要有良好的AMS14C 定年数据进行年龄模式约束并具有较高的时间分辨率（＜200 年）。经过筛选，共获得98 个站位的重建数据，其中低纬太平洋52 个站位、印度洋25 个站位、大西洋21 个站位（图1，表1）。

表1 本文收集的海洋沉积站位信息Table 1 Information of the stations of marine sedimentation used in this study

图1 表层海水氧同位素重建数据的空间分布站位点不同颜色和形状分别代表不同海洋区域。Fig.1 Locations of reconstructed δ18Osw records in this studyDifferent colors and shapes of dots indicate records belonging to different ocean regions.

对原始数据进行如下处理：首先，国际工作组发表过不同版本的14C 年龄与日历年龄的校正曲线，最新版本为IntCal20 以及专门用于海洋记录校正的Marine20[20]。对于末次盛冰期以来的时段，Marine13 之前的版本与之后的版本有较大差别，但Marine13 与20 版本结果非常接近。因此对于较老的重建记录，利用Marine20 曲线对AMS14C 定年结果进行重新校正并建立新的年龄模式。各个海区的表层海洋碳储库效应（ΔR, 与全球热带海区平均碳储库年龄405 a 的差值）一般依据原作者的估算，如果缺乏该方面信息，统一采用0±200 a 的估算结果。其次，不同海区浮游有孔虫壳体Mg/Ca 比值与SST 之间存在不同的经验换算公式，本文接受原作者选择的公式，保证重建的晚全新世平均SST 结果（2～0 kaBP）与现代测量值一致。

续表1

1.2 重建表层和剩余海水氧同位素

根据实验室培养结果，计算δ18Osw公式如下[110]：

需要指出的是，该经验公式基于浮游有孔虫Orbulina universa的实验结果，与本研究所利用的两种浮游有孔虫归于不同的属，但该公式在热带大洋具有普适性[110-111]。进一步，利用海平面与海水同位素换算关系来计算δ18Oresi。末次盛冰期时全球海平面下降幅度(Δh)约130 m[112]，大洋海水δ18O 平均值增加约1.0‰±0.1‰[113]，因此二者换算关系为0.007 8‰±0.000 8‰/m。δ18Oresi计算公式为：

考虑到Mg/Ca-SST 温度估算（标准偏差为±1°C,±1σ）以及公式(1)、(2)中各个系数的误差，δ18Osw和δ18Oresi估算的标准误差约为±0.3‰（±1σ）。

1.3 数据拟合方法

为了去除单个重建曲线包含的随机过程和噪音，对δ18Osw、δ18Oresi重建结果进行区域和全球拟合（δ18Osw/δ18Oresistack）。参照前人发表成果[3,12]，区域曲线的拟合方法如下：每条曲线以0.5 ka 为统计窗口，对窗口内所有数据求平均值（每个窗口时间范围分别为0.25～0.75 kaBP, 0.75～1.25 kaBP, …），获得时间分辨率为0.5 ka、数据等间距分布的曲线。再对每条曲线进行无权重平均，获得区域拟合曲线。全球曲线的拟合方法与上述类似，但为了避免各个区域δ18Osw绝对值差异对最终结果的影响，先将每个站位δ18Osw曲线的平均值移动到零再进行拟合。按照曲线个数，各个区域δ18Osw和δ18Oresi拟合曲线的标准误差约为±0.04‰～0.12‰（±1σ,n=6—46）。全球δ18Osw拟合曲线的标准误差约为±0.03‰（±1σ,n=98）。

1.4 主成分分析

本文利用主成分分析(principal component analysis,PCA)提取不同区域δ18Osw重建序列的共同特征，并利用δ18Osw曲线在主要成分上的载荷分布来分析δ18Osw变化的区域差异。部分站位δ18Osw数据较少或在时间序列上分布不均，为了避免插值和外推带来的误差，不纳入主成分分析。一共有76 个站位的数据满足主成分分析要求。

1.5 海水同位素数值模拟

本文通过对比δ18Osw重建数据与同位素数值模拟结果，试图解释热带大洋表层δ18O 变化机制及其背后的水文循环过程。同位素数值模拟来自先前发表结果[13]。瞬变模拟实验基于GISS_ModelE2-R 海气耦合模型，利用轨道参数和温室气体作为外强迫，模拟了30 万年来表层海水同位素和大气降水同位素的变化过程[13]。虽然这个实验缺乏动态冰盖模块，不能评估冰盖变化对全球表层水同位素的影响，但本次研究主要探究轨道驱动对大洋表层δ18O 的作用，因此并不影响文章的主要结论。

2 结果

2.1 δ18Osw 拟合结果

如图2 所示，按照δ18Osw重建数据的绝对值分布范围，我们将热带大洋划分为5 个区域：东印度洋（n=13）、西印度洋（n=12）、大西洋（n=21）、东太平洋（n=6）以及西太平洋（n=46），分别做区域拟合，在此基础上进一步做全球拟合（n=98）。11.5～0.5 kaBP期间，同一区域内不同站位的δ18Osw重建记录存在较大的绝对值差异，东西印度洋、大西洋、东西太平洋的平均差异幅度分别为1.09‰、1.23‰、2.37‰、0.78‰、1.32‰。不同区域δ18Osw拟合曲线的绝对值也存在差异，可以分为两个部分，其中西印度洋和大西洋的拟合结果比较接近，而东西太平洋与东印度洋的拟合结果处在统一区间，两部分之间的平均差异幅度约为0.6‰。虽然存在绝对值差别，但是11.5 kaBP 以来各个区域拟合曲线持续变轻的振幅非常接近，约为0.8‰。相似的变化振幅暗示全新世热带δ18Osw变化受到同一因素控制。

图2 全新世各个热带大洋区域δ18Osw 拟合曲线对比图中标示了各条拟合曲线的标准误差(±1σ)。Fig.2 Comparison of the Holocene stacked δ18Osw records with those from different ocean regionsThe standard error (±1σ) for each fitted curve is shown.

考虑到不同海域δ18Osw存在的振幅差异，将各个站位δ18Osw重建结果的平均值移动为零之后，作全球拟合。如图3 所示，11.5～0.5 kaBP 期间，全球δ18Osw拟合曲线持续负偏移，与区域拟合曲线的变化趋势一致。不过全球拟合曲线的振幅约为0.6‰，比区域拟合数据的振幅小约0.2‰。

图3 全新世PC1、全球热带大洋表层δ18Osw 拟合曲线与冰盖同位素效应的对比冰盖δ18O 由海平面数据 [112]计算得到。Fig.3 Comparison of PC1, tropical surface ocean δ18Osw fitting and ice-volume isotope effect in the Holocene period Ice-volume isotopic effect was calculated after reconstructed sea-level data [112].

2.2 δ18Osw 主成分分析结果

对全球热带大洋δ18Osw时间序列进行主成分分析，只有3 个成分的方差贡献率超过5%，其中第一主成分（PC1）方差贡献率达54.41%，其余两个成分方差贡献率分别为8.93%和6.52%（表2）。通过对比11.5～0 kaBP 两条曲线的变化趋势，可以发现第一主成分主要代表全球δ18Osw拟合曲线在全新世持续负偏移的变化趋势（图3）。在空间分布上，热带大洋绝大多数站位在第一主成分上的载荷也呈现一致变化（图4）。除了大陆边缘的少数站位（南海北部、赤道非洲岸外、墨西哥湾和南美洲岸外），它们由于受到较强烈的陆地冲淡水影响，导致在第一主成分上的载荷接近零或者为负数。这些分析说明第一主成分代表了全球δ18Osw变化的最主要信息，并且指示第一主成分受到同一因素的控制。

表2 全球热带大洋δ18Osw 主成分分析结果Table 2 Principal component analysis on δ18Osw of the global tropical ocean

图4 各站位在PC1 成分上载荷贡献的空间分布Fig.4 The spatial distribution of PC1 scores for each record

2.3 西太平洋-东印度洋全新世δ18Oresi 变化的对比

从δ18Osw中扣除冰盖同位素效应的影响，可以获得δ18Oresi。本文对比了早全新世（11.0～9.0 kaBP）、中全新世（7.0～5.0 kaBP）以及晚全新世（2.0～0 kaBP）3 个时间段δ18Oresi在西太平洋-东印度洋的变化情形。如图5 所示，相较于晚全新世，早全新世时西太平洋（南海除外）大部分站位（n=22，站位总数为28）的重建δ18Oresi值呈现正偏移，平均幅度为0.15‰。半封闭的南海海盆情况较为复杂，靠陆架一侧站位显示负偏移信号，离开陆架的站位显示相反的正偏移信号。在东印度洋，孟加拉湾和苏门答腊岛岸外站位出现较为明显的负偏移信号，其余站位呈现相对微弱的正偏移信号。

图5 西太平洋-东印度洋不同时段δ18Oresi 差值（Δδ18Oresi）对比a：中全新世（7～5 kaBP）与晚全新世（2～0 kaBP）的δ18Oresi 差值，b：早全新世（11～9 kaBP）和晚全新世的δ18Oresi 差值。Fig.5 δ18Oresi offsets of different time intervals across the Western Pacific-East Indian Oceana: δ18Oresi offsets between the middle and the late Holocene, b: δ18Oresi offsets between the early and the late Holocene.

对比中、晚全新世两个时段的重建结果，发现相比于晚全新世，中全新世时西太平洋（南海除外）大部分站位（n=23，站位总数为29）δ18Oresi值仍然呈现显著的正偏移，平均波动振幅为0.13‰。南海海盆也重复同样的规律，离开和靠近陆架的站位分别呈现正、负偏移信号。东印度洋情形发生变化，绝大部分站位（n=8，站位总数为10）出现负偏移现象，平均偏移幅度为0.11‰。

全新世以来热带西太平洋（南海站位除外）和东印度洋δ18Oresi不同变化趋势在区域拟合曲线中表现的尤为清楚。如图6 所示，11.5～6.0 kaBP 期间，热带西太平洋δ18Oresi平均值要比2.0～0 kaBP期间偏正约0.15‰，即全新世以来热带西太平洋表层δ18Oresi整体发生了负偏移。相反，东印度洋δ18Oresi拟合曲线在11.5～0 kaBP 期间发生了振幅约0.2‰的数次波动，但平均值变化幅度并不明显。对比这两条区域记录可以发现，在早—中全新世（11.5～6.0 kaBP），热带西太平洋δ18Oresi比东印度洋要偏重0.2‰，但二者重建值在晚全新世时基本一致。

图6 东印度洋、西太平洋δ18Oresi 拟合曲线与岁差参数的对比其中，西太平洋δ18Oresi 拟合曲线去除了南海区域的站位；垂向误差线代表每个估算值的标准误差(±1σ)。Fig.6 Comparison of δ18Oresi stacks for the Eastern Indian Ocean and the Western Pacific Ocean with precessionReconstructions from the South China Sea are excluded from the Western Pacific δ18Oresi stack. Vertical error bars indicate the standard error (±1σ) for each data point.

3 讨论

3.1 全新世不同热带海区δ18Osw 绝对值差异的原因

在整个全新世，大西洋δ18Osw拟合曲线比东太平洋重建结果总是偏重约0.3‰～0.6‰（图2）。这个区域差异在现代表层δ18Osw集成数据库中同样存在[114]。这是因为在东北信风的影响下，在赤道巴拿马海道上空存在大西洋向太平洋的净水汽输送，每年输送量约为0.13～0.45 Sv[115-117]（1 Sv 代表每秒一百万立方米），并且在厄尔尼诺事件期间该水汽输送量更大[118]。由于北美科迪勒拉和南美安第斯山脉的影响，太平洋水汽无法通过西风带传回大西洋，这导致盐度和较重的δ18O 在大西洋亚热带地区持续累积[119]。另一个显著的区域差异存在于东西印度洋之间，整个全新世西印度洋δ18Osw比东印度洋持续偏重约0.65‰（图2）。该特点同样反映在现代观测数据中，但幅度较小，仅为约0.2‰[114]。印太暖池区强烈的大气深对流运动导致东印度洋靠近东南亚一侧常年降水量偏高，再加上南亚季风通过恒河和布拉马普特拉河向孟加拉湾倾泻了大量淡水，导致东印度洋表层δ18Osw较低。而阿拉伯海位于副热带高压区，蒸发量大于降水量，且周边河流径流量较小，因此表层盐度和δ18Osw高于孟加拉湾。总体上，全新世δ18Osw拟合曲线准确再现了现代观测记录中不同热带海区表层海水同位素的差异。这说明重建的δ18Osw或者δ18Oresi地质记录可以用来反映不同洋盆之间的水汽交换和水文循环的演变历史。

3.2 全新世热带大洋δ18Osw 时间序列的变化原因

全球热带大洋δ18Osw拟合曲线可以去除随机噪音和各个站位的局部信号，有利于辨别控制表层δ18Osw波动的主控因素。确实，主成分分析（图3，图4）也说明全新世以来热带大洋δ18Osw变化存在一个全球性的驱动因子。根据已发表的高精度重建数据，11.5 kaBP 以来全球平均海平面上涨了约63 m[112]，可以导致全球大洋δ18O 负偏移约0.48‰（图3，公式2）。因此推测海平面上涨是全新世热带大洋δ18Osw拟合曲线持续发生负偏移的主控因素。海平面上涨与热带大洋δ18Osw以及PC1 变化速率也较为一致：11.5～7.0 kaBP 期间二者速率较快，对应于欧亚冰盖和北美劳伦泰冰盖的快速消融[120]；7.0～5.0 kaBP 期间速率趋缓，此时劳伦泰冰盖几乎完全消融[121]，但仍然有南极冰盖融冰水的贡献[122]；5.0～0 kaBP 期间仅有微弱变化。

3.3 岁差驱动的热带太平洋-印度洋δ18Oresi 的差异性演变

由于δ18Oresi结果中已经去除了全球冰盖同位素效应的影响，因此各个区域δ18Oresi拟合曲线可以指示不同洋盆海水同位素的差异化演变历史。在先前同位素模拟研究中，已经发现全新世热带西太平洋与东印度洋表层δ18Oresi的相反变化信号（图7）：即相比于晚全新世，早—中全新世西太平洋与东印度洋表层δ18Oresi分别出现偏重和偏轻的信号[13,15]，地质重建记录基本上支持这个同位素模拟结果，但东印度洋一侧的部分研究站位出现了例外情形（图5，图6）。可能受到局部过程的影响，安达曼海（SK168/GC-1[81]）、开放的印度洋（AAS9_21[86]和SK237/GC04[75]）以及苏门答腊岛岸外（GeoB10043-3[69]）4 个站位并没有显示出早—中全新世δ18Oresi重建值比晚全新世更为负偏移的信号（图5）。

图7 岁差驱动的热带表层海水δ18Oresi 和大气水汽输送变化a：模拟获得的热带表层海水年均δ18Oresi 在岁差极小值与极大值时期的差值，b：模拟获得的7—9 月期间净降水量以及大气水汽输送在岁差极小值与极大值时期的差值。模拟结果来自文献[13]。Fig.7 Precession forcing of changes in tropical sea surface δ18O and atmospheric moisture transfera: Simulated tropical sea surface δ18Oresi difference between precession minima and maxima, b: simulated changes in July-August-September net precipitation(precipitation minus evaporation) and atmospheric moisture transfer between precession minima and maxima. Simulation results are from Jian et al., 2022.

全新世以来热带西太平洋与东印度洋表层海水δ18Oresi记录的不同演变趋势应该是多个气候过程的综合结果。首先，由于早—中全新世时岁差处于低值期，拉尼娜气候态在热带太平洋地区占据主导地位[123-125]。印太暖池区温度升高，导致大气深对流活动发育，因此会给热带西太平洋和东印度洋陆地地区带来较多的降水和同位素值相对偏负的降水同位素[16,126]。这个过程有利于靠近陆地边缘的海区出现表层海水δ18Oresi负偏移的现象。但在开阔洋面，包括南海南部和西太平洋，反而出现降水减少的现象[13,16,89]（图7）。根据同位素数值模拟结果，在岁差驱动下，存在热带西太平洋往印度洋的大气净水汽输送[13]，输送通道主要发生在南海南部到澳大利亚北部上空（17°S～18°N 区间，图7b）。由于开阔的热带西太平洋洋面在岁差低值期存在净淡水损失，因此δ18Oresi值反而出现正偏移现象。这个正偏移信号再通过洋流混合作用，导致整个西太平洋地区都出现显著的同位素正偏移信号（图5，7）。

在东印度洋地区，除了接收来自西太平洋地区的大气水汽输入，早—中全新世较低的岁差值有利于大部分区域出现同位素较为偏负的降水[13-14]（图7）。此外，南亚季风在早—中全新世强化，大量陆地冲淡水也进一步降低孟加拉湾海水的氧同位素值[89,127]。孟加拉湾北部两个站位在早、中全新世显著的负偏移信号也证实了这一点（图5）。但东印度洋地区降水变化的空间差异较大。一部分模型指出，相比于晚全新世，孟加拉湾北部、安达曼海以及苏门答腊岛西侧在早—中全新世时反而出现降水减少的现象[13-14,89]（图7）。这个过程与上述数个过程相反，会导致表层海水同位素的正偏移。正是多个气候过程的效果互相叠加，导致东印度洋δ18Oresi拟合曲线在全新世没有呈现出明显的趋势变化。综上所述，岁差通过驱动多个气候过程，导致全新世西太平洋和东印度洋表层海水展现出不同的演化历史。

4 结论

(1)全新世期间，不同海区δ18Osw拟合曲线存在较为明显的绝对值差异，表现为大西洋δ18Osw拟合曲线比同纬度的太平洋偏重，西印度洋δ18Osw拟合曲线比东印度洋偏重。该差异与现代观测结果一致。由于赤道信风的影响，大西洋通过中美洲上空的大气水汽输送持续向太平洋输入淡水，因此同位素值偏重。东印度洋较轻的δ18Osw值主要受到南亚季风带来的陆地冲淡水的影响。全新世以来全球热带大洋δ18Osw拟合曲线都表现出持续变轻的趋势，偏移振幅约为0.6‰。主成分分析表明这个负偏移信号是绝大部分站位的共有特征，推测全新世以来冰盖消融和全球海平面上涨是导致这个变化的主要原因，冰盖同位素效应可以导致表层海水δ18Osw偏轻约0.5‰。

(2)重建记录和模拟都证实，全新世以来热带西太平洋与东印度洋表层海水δ18Oresi发生了不同变化。岁差通过调控跨洋盆的大气水汽输送、降水同位素和陆地冲淡水规模，导致早—中全新世热带西太平洋表层海水δ18Oresi值比东印度洋相对更加偏重。