第四纪研究  2015, Vol.35 Issue (6): 1297-1319   PDF    
从南海看第四纪大洋碳储库的长周期循环
汪品先, 李前裕, 田军, 翦知湣, 刘传联, 李丽, 马文涛    
(同济大学海洋地质国家重点实验室, 上海 200092)
摘要    近年来, 长尺度、高分辨率的深海和冰芯记录为第四纪研究提供了新机遇。古气候研究不再局限于单个的冰期旋回, 而是延伸到跨越多个冰期的长时间过程(≥ 105年)。1999年大洋钻探184航次在南海所得保存良好的沉积层中, 发现更新世稳定碳同位素(δ13C)有3个105年尺度的长周期, 属于全球大洋的普遍现象。随后的研究还证实水循环(冰盖变化)和碳循环(生物地球化学变化)中都有这种为期105年的长期过程, 进而提出了这两种过程是否相关的问题。研究表明, δ13C和其他生物地球化学地质记录中普遍存在长偏心率周期。第四纪之前海洋δ13C序列中的40万年旋回, 可以用"溶解有机碳假说"来解释:季风控制的营养物质输送, 改变着海水中颗粒有机碳和溶解有机碳的比例(POC/DOC), 进而引起δ13C的40万年周期变化。然而, 1.6Ma前的大洋改组将南大洋深水层隔离开来, 使得海洋δ13C的40万年长偏心率信号变得模糊。近百万年来, 地球气候系统经历了两次大改组, 一次是大约90万年前的"中更新世革命"(MPT), 一次是约40万年前的"中布容事件"(MBE)。而在MPT和MBE事件之前都发生过碳同位素的重值事件(δ13Cmax), 分别为约100万年前的δ13Cmax-Ⅲ和50万年前的δ13Cmax-II。如果将相应冰期旋回上类似的水文气候现象联系起来考虑, 可以看出无论水文还是生物地球化学的事件, 在很大程度上都是由南大洋的海洋变化所驱动的。因此我们认为, 起源于南大洋的生物地球化学长周期过程, 在第四纪冰盖的消长变化中起着关键作用。
主题词     碳循环    长偏心率    南海    第四纪    长期过程    
中图分类号     P722.7;P736.4                    文献标识码    A

1 引言

南海总面积为350×104km2,最深处达5500m,是世界上最大的边缘海之一。它地处最大的大陆(亚洲)和大洋(太平洋)之间,而且有保存完好的半远洋沉积物,一直是地球科学的研究热点。在西太平洋主要的边缘海中,南海因其底部水团良好的通风条件,碳酸盐沉积保存得最好[1]。因此,南海提供了晚新生代以来古海洋学研究的宝贵资料,尤其是保存完好的第四纪剖面,这在因为底层水不活跃造成碳酸岩保存差的西太平洋是极其罕见的。在过去的20年里,南海逐渐成为古季风和古海洋学研究的热点,而1999年的大洋钻探184航次更是将其推入高潮,该航次在5个深海站位钻得了连续的沉积记录以研究东亚季风的演变历史( 图 1)[2]。南海大洋钻探184航次的亮点之一即发现了海洋碳储库在十万年尺度上的长期变化。一系列间隔约为40~50万年的δ13 C重值(δ13 Cmax)事件,将钻井剖面的δ13 C曲线划分为若干段。这些δ13 Cmax事件是全球性的,自更新世1.6Ma年以来的δ13 C曲线可以分为3段( 图 2)[3, 4]。南海发现的碳储库长期变化及其与环境变化之间的相互联系,引起了更深入的讨论和研究[5, 6, 7],不过其驱动机制仍不清楚。甚至δ13 C长期变化的周期性质还存在争议,因为有学者认为重复出现的δ13 Cmax或许只是δ13 C波动上的“节点”而已[8]

图 1 中国南海地形图 图中标注的点为ODP184航次钻井站位 Fig. 1 Topography of the South China Sea(SCS)with locations of ODP Leg 184 drilling sites[2]

图 2 过去160万年来大洋碳储库演变的3个主要阶段
(A)以南海南部ODP1143井(9°22′N,113°17′E;水深2272m)浮游有孔虫δ 13 C为代表,以δ13 Cmax事件将之划分成3个部分;(B)基于Schemieder等[9]的亚热带南大西洋磁化率数据三分为“10万年阶段”、“过渡阶段”和“4.1万年阶段”;(C)轨道偏心率(据文献[4]修改)
Fig. 2 Three major stages of the last 1.6Ma in a carbon perspective.
(A)Triple division based on δ13 Cmax events,represented by planktonic δ13 C of ODP Site 1143,southern SCS(9°22′N,113°17′E; water depth 2772m);(B)triple division into “100-ka state”,“interim state”,and “41-ka state” based on Subtropical South Atlantic Susceptibility(SUSAS)stack from Schmieder et al.[9];(C)eccentricity,modified from[4]

本文综述了南海古海洋学的最新进展和大洋碳储库长周期旋回的全球性意义。本文将会展示长偏心率周期是地球系统的固有特征,至少在整个新生代以来一直在大洋碳体系中发挥重要作用。但这一长偏心率周期在第四纪有所改变,这种变化或许是对于极地冰盖发育的响应。这些长时间尺度的旋回变化能够引起跨越冰期旋回的长尺度变化,进而对全球环境变化产生深远影响。我们认为每一个间冰期都是不同的,这不仅是由于各个间冰期具有独特的轨道参数,还因为存在着跨越几个冰期旋回的长期过程。

2 海洋记录中的长周期循环

10万年的长周期对第四纪科学来说并不陌生。60年前瑞典“信天翁号”航次考察获得的太平洋深海CaCO3 % 曲线中,就存在着跨越多个冰期/间冰期交替的长周期[10]; 约40年前微体古生物学家发现重建的热带大西洋冬季温度变化,也存在有50万年的周期性[11]。此后,在热带碳酸盐记录[12, 13]和第四纪δ13 C记录中也辨识出了类似的长周期[14, 15, 16, 17]。陆地记录中同样存在长尺度周期,特别是在中国的黄土高原[18, 19]。然而大多数第四纪记录中的长周期,无论在持续时间还是在推测的形成机制上都很不相同,直到近年取得了长尺度、 高分辨率的深海记录之后这种情况才发生变化。对比之下,第四纪以前的海洋记录中的长周期都是约40万年的周期,都可以归因于长偏心率的轨道驱动。

2.1 第四纪前海洋碳库的长周期

ODP 184航次的ODP 1148站(18°50′N,116°34′E;水深3294m)建立了整个晚第三纪的高分辨率地层序列,为西太平洋地区提供了迄今为止最好的晚第三纪深海沉积记录[3, 20]。详细的分析显示40万年长偏心率周期贯穿于整个地层剖面,尽管其强度随时间有所变化。南海的长偏心率周期最早是在ODP 1145井(19°35′N,117°38′9E; 水深3175m)获得的,作为化学风化指标的K/Al比值记录首次展示了40万年的周期性[21]。最近ODP 1143井的记录也进一步证实近5Ma年来K/Al比值响应长偏心率周期的驱动[22]

然而,从全球大洋δ13 C 500多万年以来的整合记录来看,这种长偏心率信号在海洋碳同位素记录中尤其普遍。 图 3中所有的记录都显示,在上新世偏心率最小值时出现碳同位素重值(δ13 Cmax)。尽管这一关系在约1.6Ma后的更新世变得模糊,但这一结果是有说服力的。因为用作比较的时间序列不仅包括底栖和浮游记录,同时涵盖了大西洋和太平洋的大洋和边缘海盆记录[7]

图 3 南海和全球海洋的过去5百万年以来的碳同位素记录
(A)~(C)为南海的ODP1143井的:(A)底栖有孔虫 δ 18 O,(B)底栖有孔虫δ13 C和(C)浮游有孔虫δ13 C; 太平洋记录(D和E):(D)ODP807井的浮游有孔虫δ13 C和(E)ODP846和849井的合成底栖有孔虫δ13 C; 大西洋记录(F和G):(F)ODP154航次(926-929井)的合成底栖有孔虫δ13 C和(G)ODP659井的底栖δ13 C;(H)地中海: 合成的总浮游δ13 C记录(来自文献[7, 22]) 黄色条带显示δ13 C的最大值; 红色虚线分别表示发生在2.7Ma,0.9Ma和0.4Ma的冰盖增长主要事件
Fig. 3 Carbon isotopic records from the SCS and global ocean over the past 5Ma.
(A)~(C)ODP Site 1143,South China Sea: (A)benthic δ 18 O,(B)benthic δ13 C,(C)δ13 C;(D)and(E)Pacific:(D)planktonic δ13 C of ODP Site 807,(E)stacked benthic δ13 C of ODP Sites 846 and 849;(F) and (G) Atlantic: (F)stacked benthic δ13 C of ODP Leg 154(Sites 926-929),(G)benthic δ13 C of ODP Site 659;(H)Mediterranean: stacked planktonic δ13 C(based on[7, 22]). Yellow bars indicate δ13 C maximum; red dotted lines denote major events of ice-sheet development at 2.7Ma,0.9Ma and 0.4Ma

δ13 C的40万年周期是南海整个晚第三纪记录的特征,其中尤以中新世早期到中期的δ13 C记录最为典型。 图 4所示,为ODP1146井(19°27′N,116°16′E; 水深2092m)中新世中期四百万年(16.5Ma到12.5Ma)的底栖有孔虫δ 13 C记录,其中的长期旋回都与长偏心率周期一致( 图 4A4B)[23],虽然对应性并不处处完美。单个的δ13 C长尺度循环可能在持续时间上稍有不同,但平均为40万年; 就像晚更新世的10万年冰期旋回,其实周期性也是在8万到12万年间变化一样。中新世13.9Ma之后( 图 4B),δ13 C的长偏心率驱动也一度消失,推测可能是南极冰盖扩张的结果[23, 25],在下文还将讨论。

图 4 南海北部ODP1146井的中新世40万年长偏心率周期与数值模拟的结果作比较
(A)偏心率周期,(B)底栖有孔虫δ13 C,(C)底栖有孔虫 δ 18 O(修改自文献[23]),(D)数值模拟底层水的平均δ13 C, (E)模拟的总碳酸钙与POC的埋藏比值(修改自文献[24]) ; 垂直的虚线表示δ13 C最大值发生在长偏心率的最小值时
Fig. 4 400-ka long eccentricity cycles in the Middle Miocene records from ODP Site 1146,northern SCS, with data-model comparison.
(A)Eccentricity cycles;(B)benthic δ13 C;(C)benthicδ 18 O(modified from [23]); (D)numerical simulation of average δ13 C in bottom water;(E)modeled burial ratio of total CaCO3 to POC (modified from [24]). Dotted vertical lines denote δ13 C maxima occurring at the long-eccentricity minima

随着长偏心率周期在更长、 更加深远地质年代高分辨率地层剖面中的发现,它的重要性已逐渐被广泛认可。在所有的轨道参数中,只有长偏心率周期的持续时间在整个地质历史中始终保持为40万年。因此是天文地层学中最为稳定的节律[26]。在轨道驱动中,偏心率主要通过调控气候岁差的振幅来影响气候系统。然而,40万年周期在海洋δ13 C及碳酸盐记录中最为明显。这是因为碳在海洋储库中的滞留时间长达10万年以上,使得海洋碳循环的轨道周期变化中高频信号受到遏制、 低频信号得到放大,结果突出了长偏心率周期[27, 28]

有意思的是,长偏心率驱动最先是30年前沉积学家在意大利[29, 30, 31]和太平洋[32]的碳酸盐序列中发现的,后来又得到大量的岩石学和同位素证据的支持[33, 34]。目前,40万年周期不但被成功地应用于新生代,还已经成为天文校正白垩纪地层年龄的基础[35, 36]。在新生代记录中,长偏心率周期在早第三纪深海沉积的高分辨率分析中更加显著[28, 37]。在古新世,基于XRF(X-射线荧光)岩芯扫描及磁化率测试已发现24个长偏心率周期[38],并据此建立了早第三纪早期(47~65Ma)的天文调谐年龄框架( 图 4C~ 4E)[39]

现在,长偏心率周期已经在海洋沉积序列中被广泛发现。 例如,从晚古新世到早始新世的δ13 C记录[27],到西班牙早古新世的岩性韵律中都可以看到[40]。40万年长偏心率周期在渐新世深海沉积中格外明显,被喻为渐新世海洋系统的“脉搏”( 图 5A5B)[28, 41, 42, 43]。新的令人鼓舞的新动向是天文地层学和层序地层学的结合,中生代和新生代海平面变化的四级层序看来就是对40万年长偏心率周期的响应[44]。如果这一观点被确认,长偏心率周期将不仅是地球气候演化的“脉搏”,同样会是地质年代测量的“音叉”。

图 5 早第三纪记录中的长偏心率周期上图,渐新世的碳同位素:(A)长偏心率,(B)赤道太平洋ODP1218井的底栖有孔虫δ13 C[37]; 下图,早第三纪的铁含量:(C)偏心率,(D)9.5万年调幅显示的40.5万年的周期,(E)基于XRF岩芯扫描的铁强度,其中ODP1258井红色,ODP1262橙色表示[39] Fig. 5 Long eccentricity in the Paleogene records. Upper:Carbon isotope in the Oligocene: (A)Long eccentricity,(B)benthic δ13 C from ODP Site 1218,equatorial Pacific[37]. Lower: Fe content in the Early Paleogene: (C)Eccentricity,(D)95-ka amplitude modulation showing 405-ka cycles,(E)Fe intensity based on XRF core scanning. ODP Sites 1258 in red and 1262 in orange[39]
2.2 第四纪海洋碳库的长期周期

上述关于长周期的回顾提出了一个问题: 为什么长偏心率周期会在第四纪消失?如 图 3所示,所有δ13 C时间序列在上新世清楚显示出40万年周期,且在过去的5Ma,对应于长偏心率最小值一共发现了13个δ13 Cmax事件( 表 1)[7]。然而,δ13 Cmax在长偏心率最小值出现的规律性在1.6Ma结束了。在后来的1Ma,δ13 Cmax事件与偏心率并不同步,δ13 Cmax的间隔时间延长到50万年( 图 3表 1)。

表 1 过去5百万年碳同位素最大值事件和偏心率周期最小值的时间对比[7] Table 1 Comparison between carbon isotope maximum events and eccentricity minima over the last 5Ma[7]

频谱分析展示,1.6Ma后所有开放大洋的站位中,δ13 C记录的40万年长偏心率信号变得模糊,只有晚中新世以来和世界大洋几乎隔绝的地中海是个例外( 图 3H)。因此,自1.6Ma以来40万年周期的不明确性可归因于全球海洋的重新组合。下文将会论证,全球海洋的重组扰乱了海洋碳库对于长偏心率的响应。但是长偏心率的信号在某些气候参数序列中依旧清晰,如代表化学风化作用强度的K/Al比值。南海的数据显示,5Ma以来K/Al比值响应于长偏心率[22]

图 2所示,更新世160万年记录中有4个δ13 Cmax事件:δ13 Cmax-I,相当于大约5~6万年前的海水氧同位素阶段(MIS)3期; δ13 Cmax-II(MIS 13,0.47~0.53Ma); δ13 Cmax-Ⅲ(MIS 27,0.97~1.04Ma); 以及δ13 Cmax-VI(MIS 53~57,1.55~1.65Ma)。由于在碳酸盐曲线中也发现了相同的旋回性,δ13 Cmax 事件应当意味着全球海洋碳储库的重大改组,而这种改组有可能引发冰期旋回的重大变化[3, 4]。为寻找全球冰盖演化的主要事件与海洋碳储库之间可能存在的因果关系,我们来考察第四纪海洋在物理和生物层面上的环境演变。

3 第四纪海洋环境演化的主要事件

近几年来,通过对深海、 冰芯及石笋记录的研究,人们对第四纪环境演化的认知水平有了很大的提升。不仅识别了冰期/间冰期旋回,跨越了冰期旋回的长尺度过程也引起了人们的研究兴趣。在冰盖记录和大洋碳储库中都识别出一系列跨冰期旋回的重要进程。这些重要进程在南海都有很好的显示,如这里展示的南海南部ODP1143站位的 δ 18 O和δ13 C同位素曲线( 图 6)。与很多其他类似的记录一样,δ 18 O曲线显示了很多重要进程,如2.7Ma前北半球冰盖形成,0.9Ma前后周期从4万年转换为10万年的中更新世气候转型(MPT),和0.4Ma前后冰期旋回的波动幅度显著增加的中布容事件(MBE)。δ13 C曲线中,有着一系列40~50万年周期的同位素重值期δ13 Cmax

图 6 南海ODP1143井的同位素记录显示的主要事件
上部曲线: 底栖有孔虫δ13 C; 下部曲线: 底栖有孔虫的 δ 18 O 红色箭头: 碳同位素最大值; 蓝色箭头: 冰盖消长
Fig. 6 Major events shown in isotope records of ODP Site 1143,South China Sea.
Upper curve: benthic δ13 C;lower curve: benthic δ 18 O. Red arrows: carbon isotope maxima; blue arrows: ice-sheet development

如上所述,在1.6Ma之前,δ13 Cmax总是对应于长偏心率极小值; 但在1.6Ma之后,这种周期性受到干扰,这很可能与大洋碳储库的重组有关。我们推测:MPT和MBE的冰期旋回转型,很可能与相关的δ13 Cmax事件有着成因联系[3, 4]。下面对这些事件按照年代顺序逐一进行讨论。

3.1 从2.7Ma事件到1.6Ma事件 3.1.1 全球大洋重组

上新世到更新世转变最为显著的特点,是北半球大冰盖的初步发育和在气候与大洋系统中冰期旋回体系的建立。在新生代逐渐变冷的背景下,气候演变中具有里程碑式意义的事件发生于距今1.6Ma和2.7Ma。北半球冰盖在2.7Ma开始扩张,同时4万年的冰期旋回也开始出现[45, 46, 47]; 大洋碳储库在1.6Ma的重组,模糊了它对40万年长偏心率驱动的响应[7]。南海的 δ 18 O( 图 3A)和δ13 C( 图 3B3C)记录中也发现了显著的2.7Ma事件和1.6Ma事件。

尽管冰期旋回的轨道成因早已被普遍接受,但其触发和驱动机制仍然有待查明。最近的研究强调海洋分层的重要性和南大洋所扮演的关键角色。那是因为在冰期旋回中,大洋的分层作用控制着大气和大洋中的碳交换,就像是给巨大的深部海水加上了盖子。因此,揭示南极深层水和亚南极中层水之间的化学分离是如何形成的,具有重要意义[48]。 而对比来自不同海盆、 不同水深的底栖有孔虫δ13 C记录,可能为解答这个问题提供线索。在南大洋,来自于中层水(ODP 1088井,水深2082m)和底层水(ODP 1090井,水深3702m)的底栖δ13 C记录在6.3Ma到2.7Ma之间大致相似,但是在2.7Ma时开始发生偏离,1090井的δ13 C值相对于1088井突然下降( 图 7A)[49]。由此推论:2.7Ma时的全球变冷导致南北极地的海洋出现垂直分层,从而增加了储藏在深海中的二氧化碳的含量,进一步促进了全球变冷[50]。与此同时,西太平洋亚北极夏季的海表温度随着海水分层加剧而上升,可能为北半球冰盖的形成提供了水汽[47]

图 7 50-pt平滑的过去8Ma来底栖有孔虫δ13 C记录南大洋:ODP 1090井(水深3702m),ODP1088井(水深2082m); 北大西洋:ODP 607井(水深3400m),ODP982井(水深1100m); 东太平洋:ODP 849井(水深3850m)[49]黄色条带分别表示过去2.7Ma和1.6Ma发生的主要事件 Fig. 7 Benthic δ13 C records in 50-pt running mean over the past 8Ma. Southern Ocean: ODP Site 1090(water depth 3702m),ODP Site 1088(water depth 2082m); North Atlantic:ODP Site 607(water depth 3400m),ODP Site 982(water depth 1100m); East Pacific: ODP Site 849(water depth 3850m)[49]. Yellow bars denote major events occurred at 2 . 7Ma and 1 . 6Ma,respectively
3.1.2 2.7Ma 事件

2 . 7Ma时大冰盖的出现和极地海水的分层影响了全球大洋,包括表层和深层的海水温度。因此,约2 . 7Ma时,与斜率驱动相关的热带表层海水温度不仅增大了变化幅度,并且加强了底栖有孔虫 δ 18 O和轨道周期的相关性[51]。在南海南部,表层海水 温度在上新世趋于稳态并保持在29℃左右(图 8A)[52],但在2.7Ma开始出现剧烈的波动。在东太平洋,赤道和北纬32°海区的海表温度差值在2.7Ma左右增加了大约2℃,同时海表温度的变化幅度也响应轨道驱动而显著增大( 图 8B)[53]。对于深层海水,2.7Ma事件标志着始于3.0Ma的“晚上新世转型”宣告结束,这次转型使得北大西洋底层水平均温度降低2℃( 图 8C)[54]

图 8 多个站位过去4Ma来的古气候及生物地球化学记录
(A)南海ODP1143井的UK′37海水表层温度[52]; (B)东太平洋ODP1012井的UK′37的海水表层温度[53]; (C)大西洋ODP667井的Mg/Ca比底层水温度[54]; (D)赤道太平洋 159°E到 95°W之间的表层水温度梯度带[55]; (E)南海ODP1143井的烯酮含量(ng/g)[56]; (F)东太平洋ODP846井的烯酮含量(ng/g)[57]; (G)南大西洋ODP1082井烯酮含量(ng/g)[58]; (H)南海ODP1143井总有机碳百分比[56]; (I)北太平洋 ODP 882井的蛋白石堆积速率(g/cm2/ka)[59]; (J)南大西洋ODP1084井的蛋白石堆积速率(g/cm2/ka)[60]; (K)西非ODP664井的风尘含量( % )[61]; (L)西非ODP659井的风尘通量(g/cm2/a)[62] 蓝色条带表示发生在过去0.5Ma、 1.0Ma、 1.6Ma和2.7Ma的主要事件
Fig. 8 Paleoclimate and biogeochemical records over the past 4Ma from various site localities.
(A)UK′37 based-SST,ODP Site 1143,SCS[52];(B)UK′37 based-SST,ODP Site 1012,East Pacific[53]; (C)Mg/Cabottom water temperature,ODP Site 667,Atlantic[54]; (D)zonal SST gradient between 159°E and 95°W,equatorial Pacific[55]; (E)alkenone concentration(ng/g),ODP Site 1143,SCS[56]; (F)alkenone concentration(ng/g),ODP Site 846,Eastern Pacific[57]; (G)alkenone concentration(ng/g),ODP Site 1082,South Atlantic[58]; (H)total organic carbon % ,ODP Site 1143,SCS[56]; (I)MAR of opal(g/cm2/ka),ODP Site 882,North Pacific[59]; (J)MAR of opal(g/cm2/ka),ODP Site 1084,South Atlantic[60]; (K)eolian dust( % ),ODP Site 664,off West Africa[61]; (L)eolian dust flux(g/cm2/a),ODP Site 659,off West Africa[62]. Blue bars denote major events occurred at 0.5Ma,1.0Ma,1.6Ma and 2.7Ma

2.7Ma事件同样影响了区域季风系统。现代南海的初级生产力受冬季风控制,季风加强会带来生产力的增加。南海南部的ODP1143站位的沉积记录显示,总有机碳在2.7Ma显著增加,表明了该时期季风活动的加强( 图 8H)[56]。与此相似,大西洋沉积物中的风尘沉积表明非洲季风也在2.7Ma明显加强,并且自2.7Ma以来,非洲季风中的主导周期也由岁差转变为斜率( 图 8K8L)[61, 62]

因此,2.7Ma事件对于气候系统而言,不仅是北半球大冰期开始的标志,还伴随着全球大洋结构的重大改组。在2.7Ma左右,极地海水的分层导致亚极地太平洋海区沉积物中生物蛋白石的骤减( 图 8I)[59],以及南大洋中层水与深层水的热隔绝,使得南大洋深部成为全球大洋最大的碳储库[48]。东太平洋表层海水温度出现的经向差异,打破了上新世东西热带太平洋表层海水温度的均一模式[53]。更重要的是,海洋变化的所有趋势并不局限于2.7Ma事件,因为它们的后续发展还引发了下一次的1.6Ma事件。

3.1.3 1.6Ma事件

更显著的后续发展体现在南大洋底层水δ13 C的进一步变轻,在1.6Ma后南大洋底层水δ13 C甚至轻于太平洋的值( 图 7B)[49],在冰期时尤为显著[63]。所有这些现象都表明南大洋深部的进一步隔绝。同时,北大西洋底层水的δ13 C值也减小并和对应的中层水分离( 图 7B),表明了大西洋通风良好的中层水与通风较弱的深层水之间的化学隔离加剧[49]

赤道太平洋现代表层海水温度的东西不对称模式大约在1.6Ma前形成。东、 西太平洋之间无论Mg/Ca比值代表的海水表层温度梯度( 图 8D)[55],还是 δ 18 O的纬向梯度[64]都在1.6Ma突然增强,表明冷舌在东太平洋形成,东、 西太平洋表层海水温度不对称出现[65, 66]。因此,1.6Ma事件反映了全球海洋的进一步重组,从上新世模式向更新世模式转变。

正如2.7Ma事件一样,1.6Ma事件也在全球海洋中产生明显的生物的和地球化学的效应。在南海,总有机碳和长链烯酮的浓度都在1.6Ma下降( 图 8E~8H),标志着生产力的显著降低[56]。同样的事件在太平洋开阔大洋也被广泛发现,反映为3.0~1.6Ma东太平洋“晚上新世/早更新世生产力高峰”的结束( 图 8F)[57]。从硅藻生产力来说,1.6Ma时大西洋亚热带地区生物成因蛋白石的堆积速率降低( 图 8J)[60],而同时南大洋蛋白石堆积速率却进入高值期[67, 68]。这个时期也是大西洋沉积物中风成粉尘输入的低值期,指示了非洲季风的减弱( 图 8K8L)。

总的来说,2.7Ma和1.6Ma都是全球大洋重建进入冰期体制的两个主要时间点。在晚第三纪晚期持续变冷的大背景下,南大洋分成了活跃的环流部分和滞缓的深海部分,同时赤道太平洋海洋表层温度的纬向不对称性变得更加明显。因为海洋的重组与极地冰盖生长是相互联系的,这也必然影响冰期和海洋碳循环对轨道驱动力的响应。1.6Ma事件的一个重要特征就是海洋δ13 C记录中40万年长偏心率周期信号变得模糊。在1.6Ma前,δ13 Cmax出现在偏心率最小值,使δ13 C记录呈现40万年的循环。但在1.6Ma海洋重组进入一个更典型的冰期系统后,这种关系不再清晰( 图 3)[7]。海洋碳储库的变化应当与巨大的南大洋底层水碳库的形成有关,对此后面还会讨论。

1.6Ma事件不仅影响了长偏心率(40万年),也影响了短偏心率(10万年)相关的信号。1.6Ma前,δ 18 O和δ13 C在偏心率的长周期和短周期上基本都是同步变化的,而在更新世时,δ 18 O和δ13 C在10万年周期上开始反向变化[7]。此外,LR04底栖综合 δ 18 O曲线和北纬65°的6月21日太阳辐射量交叉频谱揭示,在经历了在3.0Ma到1.6Ma之间异常不稳定阶段后,δ 18 O与辐射量岁差的相关性在1.6Ma时基本建立起来[69]。通过分析大西洋古气候记录,Rutherford 和D'Hondt[70]发现北半球源于赤道地区的半岁差周期在1.5Ma加强: 它们随后拓展到更高的纬度,进而诱发了向10万年冰期旋回的转变。上述的种种发现都示意低纬过程对全球大洋发挥了更大作用,这也许和1.6Ma后赤道太平洋形成新的热模式相关。

3.2 碳同位素最大值3期(δ13 Cmax)与中更新世转型

中更新世转型与“中布容”事件是过去的一百万年来环境演变最重要的转折点。中更新世转型(亦称“中更新世革命”)按照现在的理解,是指冰期旋回的主导周期从4.1万年转变为10万年( 图 6),从1.25Ma到0.7Ma的过渡期,以0.9Ma为中心[71]。由于冰期旋回是第四纪研究的主要内容,中更新世转型在古环境研究中受到越来越多的关注。在南海,ODP 1144是海盆内更新世沉积速率最高的站位,针对中更新世转型期进行了高分辨率的分析研究[72, 73, 74],仅仅在过去5年中,就发表了不少论文论述了中更新世转型或探索其起源[54,75~79],主要集中在冰盖大小、 温度或者旋回的频率和相位等物理性质方面。

另一方面,过去100万年中发现的生物和生物地球化学事件也越来越多,包括寡营养海域硅藻的大爆发[80, 81, 82]、 颗石藻的繁盛期[80, 83],以及δ13 C的长期变化或者称为δ13 Cmax事件[3, 4, 8]。Khler和Bintanja[5]通过数值模拟结果表明,中更新世转型前后深海δ13 C对南大洋驱动的响应不同。然而,在生物/生物地球化学事件与冰盖的物理事件之间是否存在关联,以及这些离散的事件是否完全相关,至今还不明确。

中更新世转型关键的转折点,发生在全球冰盖显著增大的MIS 22初期(0.9Ma)[78],但是变冷过程却远早于中更新世转型期。南海在1.5~1.1Ma期间,冰期UK′37表层海水温度显著降低了2℃( 图 9B9C)[51, 52],直到MIS 31期才迅速回暖,表现为西南极冰盖的快速消亡[84]。MIS 31是一个异常温暖且漫长的间冰期(1.085~1.055Ma),海平面温度可能升高了2~5℃,冰盖缩小引起了浮游植物的勃发[85]。南大洋MIS 29期出现成层的硅质软泥,可见生产力增强的趋势一直持续到下一个间冰期[86]。在南海,小型颗石藻 Gephyrocapsa spp. 的丰度在MIS 31期出现强大的峰值,接着从MIS 29到MIS 25其丰度再次显著增加( 图 10)[87]

MIS 29~25这一温暖高产的时期正值碳同位素δ13 Cmax-Ⅲ事件( 图 23)[4],但是之后MIS 25到MIS 22期间底栖碳同位素急剧下降了0.35 ‰ 、 甚至1 ‰ ,达到了过去5Ma中的最低值[8, 78]。伴随着δ13 C负偏移的是南海[52]和全球海洋表层海水温度下降2~3℃[79]( 图 9),以及由于冰盖扩张而引起的海平面降低。要等到MIS 22期南极冰盖体积迅速增大,才抵消了其溶化,同时冰期旋回延长到了10万年[78]

图 9 过去2百万年的表层海水温度
(A)南海ODP1143站位的井有孔虫 δ 18 O,用于对比; (B)南海ODP1143井的UK′37表层海水温度; (C)南海ODP1146井UK′37的表层海水温度[51]; (D)东太平洋ODP1012井的 UK′37表层海水温度[53]; (E)东太平洋ODP846井UK′37表层海水温度[57]; (F)北大西洋ODP607井转换公式计算的表层海水温度[15]; (G)南海ODP1143井底栖有孔虫δ13 C[3]; (H)平滑的合成底栖δ13 C记录[8]
Fig. 9 SST over the last two million years.
(A)Benthic δ 18 O at ODP Site 1143,SCS,for correlation;(B)UK′37-based SST at ODP Site 1143,SCS; (C)UK′37-based SST at ODP Site 1146,SCS[51]; (D)UK′37-based SST at ODP 1012,East Pacific[53]; (E)UK′37-based SST at ODP 846,East Pacific[57]; (F)transfer function-based winter SST at ODP 607,North Atlantic[15]; (G)benthic δ13 C at ODP Site 1143,SCS[3]; (H)smoothed composite benthic δ13 C[8]

图 10 南海南部ODP1143井记录的晚更新世主要事件(A)底栖有孔虫 δ 18 O[88];(B)底栖有孔虫δ13 C[3];(C)Gephyrocapsa属的小型颗石藻[87];(D)基于UK′37的表层海水温度[52] Fig. 10 Late Pleistocene major events recorded at ODP Site 1143, southern SCS. (A)Benthic δ 18 O[88]; (B)benthic δ13 C[3]; (C)small coccoliths of Gephyrocapsa [87]; (D)UK′37 based-SST[52]. Red boxes represent two groups of events:Ⅰ—δ13 Cmax-Ⅲ/MPT,Ⅱ—δ13 Cmax-Ⅱ/MBE;yellow bars denote δ13 Cmax-Ⅱ events; blue bars denote MPT and MBE, respectively

0.9Ma事件后,δ13 C又开始呈现整体增加的趋势,直到下一次δ13 Cmax( 图 3)。值得注意的是δ13 C和表层海水温度变化之间显著的相似性,从2.0Ma到0.5Ma间两条曲线几乎是平行的( 图 9G9H),暗示了它们有某种相同的驱动机制。0.9Ma时东赤道太平洋表层海水温度的纬向梯度达到了今天的值,说明向现代的海洋格局演化前进了一大步[89]δ13 C和表层海水温度变化之间的密切联系是显而易见的,但是其机制尚需深入研究。我们认为δ13 C和表层海水温度的长期变化都是由海洋中的生物过程引起的,后面在“物理和生物地球化学过程相互作用的假设”一节中将作专题讨论。

3.3 碳同位素最大值2期(δ13 Cmax-Ⅱ)和中布容事件

中布容事件20世纪80年代首次发现于大西洋深海记录中,是指发生在大约0.4Ma的气候转变和碳酸盐溶解事件[90, 91, 92]。 后来在南极冰芯中发现,温度和CO2浓度在冰期旋回中的变化幅度都在MBE之后骤然加大,进一步凸显了MBE的重要性[93]。像MPT一样,MBE现在被认为是向大幅度冰期/间冰期旋回转型的重要关键,时间主要集中在MIS 11期(约0.4Ma)。作为第四纪环境研究中又一热门主题,MBE是近期很多综述类文章的对象[94, 95, 96]

与MPT相同,MBE也是以温暖和高生产力事件开始,并且在南极区域表现最为显著,只不过发生时间是MIS 15~13期。MIS 15~13是南大洋气候异常的一个时间段,其间只有一个漫长且沉积异常的间冰期,表明西南极冰盖快速消亡[97]。在南大洋的太平洋海区,硅藻沉积在MIS 15(0.62Ma)到MIS 13期间突然增加,同时生物成因的蛋白石比例( % )几乎增加10倍( 图 11B)[82]。这些突然的变化可能与西南极冰盖的融化有关,它会导致开阔海区的生物勃发。不过南大洋的各段并不相同,在其大西洋段并没有发生生物勃发,而是出现了MIS 15的“温吞间冰期”和生产力较低的MIS 13期[98]

图 11 120万年以来硅藻的爆发
(A)全球底栖 δ 18 O记录,据Lisiecki和Raymo[69]; (B)南大洋PS58/254孔中的硅藻含量(每克沉积物中的瓣数),底部插图放大展示样品中低含量硅藻的变化[82]; (C)亚热带北大西洋ODP658井去碳酸盐粉砂级沉积中蛋白石的百分含量[99]; (D)南大西洋GeoB 3813-3孔中生物硅的百分含量(SiO2 % ); (E)同一个孔中的钙/铝比[100]
Fig. 11 Diatom blooms in the last 1.2Ma.
(A)Benthic δ 18 O stack of Lisiecki and Raymo[69]; (B)diatom abundance in core PS58/254,Southern Ocean (valves per gram of sediment),inset at the bottom highlights the variations in samples with low diatom content[82]; (C)opal % of carbonate-free silt,ODP Site 658,subtropical North Atlantic[99]; (D)biogenic silica(SiO2 % )in core GeoB 3813-3,south Atlantic; (E)Ca/Al ratios in the same core[100]

非常有趣的是冰期MIS 14,不仅仅是因为它的硅藻生产力与间冰期MIS 13和MIS 15一样高( 图 11B),而且在南大西洋发现MIS 14期沉积了相当厚的纹层状硅藻软泥,几乎由单一种属的硅藻组成,属于南极水影响副热带寡营养盐海域的产物( 图 11D)[81, 100, 101]。尽管其间的因果关系尚待探索,MIS 14异常冰期之后紧跟着是MIS 13期和碳同位素事件δ13 Cmax-II却是事实[4]。在MIS 13出现峰值后,底栖δ13 C在MIS 12期经历了大幅降低(约1 % ),随后进入MIS 11期又急剧上升( 图 11B)。全球平均δ13 C值从MIS 12到MIS 11的变化幅度是末次冰期到全新世δ13 C值变化的2倍; 这种差别主要归因于水体性质的改变[102]。同样的,MIS 12~11期的转变不仅表现在碳同位素的显著变化,全球氧同位素也发生了过去600万年以来最大的转变[103],例如在南海南部1143站位,δ 18 O值下降约2.5 ‰ ( 图 11A)[69]

如上所述,MBE以MIS 11约0.4Ma为中心,标志着晚第四纪冰期旋回体系中冰期/间冰期对比增强的开始。然而与1.6Ma或是MPT不同的是,尚未发现与MBE相关的深层水的重大重组。整体说来,全球冰期的SST从0.9Ma到0.5Ma逐渐升高,直到MIS 13/12过渡期大幅降温为止( 图 9),但是没有证据表明0.4Ma时了发生与MBE相关的重大全球性增温事件[94]。此外,在MBE(MIS 11)前后的间冰期的环境变化要比冰期更为明显[96, 104],譬如MBE之后的间冰期比MBE前的“温吞(lukewarm)”间冰期来得更暖。

从生物和生物地球化学方面来说,中布容转型是一个更长的过程,开始于δ13 Cmax-II时的MIS 13。从MIS 13到MIS 8,全球海洋见证了颗石藻的勃发和碳酸盐的溶解,因此被称为“中布容溶解期”[80]。这是一个以小型Gephyrocapsa为主的颗石藻组合,在全球海洋达到极高丰度的时期。例如在南海,从MIS 13到MIS 8,小型Gephyrocapsa属占了微体化石植物群的1/3~2/5( 图 12B)[87],与同是生产力指标的颗石藻δ13 C的最大值相互吻合( 图 12G12H)[105]。这一阶段的Gephyrocapsa蓬勃发展被证明是全球性的,但它开始的时间差异比较大,可能北大西洋高纬区发生较早( 图 12)[83, 106]。颗石藻勃发与全球碳酸盐溶解的时段是一致,这在各站位的粗组分曲线( 图 13A~13E)[13, 109, 110]和北大西洋浮游有孔虫Globigerina bulloides的壳体重量变化中都有清晰展示,指示了强烈的生物地球化学过程( 图 13K)[80]

图 12 晚更新世小型颗石藻Gephyrocapsa属的繁盛期(A)南海ODP1143井底栖有孔虫δ13 C[3]; (B)南海ODP1143井E.huxleyiG. caribbeanica 的百分含量( % )[87]; (C)西菲律宾海MD06-3050站位E. huxleyi和G. caribbeanica的百分含量( % )[107]; (D)西菲律宾海MD06-3047站位E. huxleyiG. caribbeanica 的百分含量( % )[107]; (E)南大西洋ODP1082井G. caribbeanica 的百分含量( % )[108]; (F)印度洋MD962072站位E. huxleyiG.caribbeanica(统计1.2mm-2的属种)[83]; (G)南海ODP1143井颗石藻的δ13 C(5点平滑)[87]; (H)印度洋MD962072站位颗石藻的δ13 C[83] Fig. 12 Proliferation of small-sized coccolithophore Gephyrocapsa in the Late Pleistocene. (A)Benthic δ13 C at ODP Site 1143,SCS[3]; (B)E.huxleyi+G.caribbeanica( % )at ODP Site 1143,SCS[87]; (C)E.huxleyi+G.caribbeanica( % ) at MD06-3050,Western Philippine Sea[107]; (D)E.huxleyi+G.caribbeanica( % )at MD06-3047,Western Philippine Sea[107]; (E)G.caribbeanica( % ) at ODP Site 1082,South Atlantic[108]; (F)E.huxleyi+G. caribbeanica (species counts/1.2mm2) at MD962072,Indian Ocean[83]; (G)Coccolith δ13 C (5 points running average),ODP Site 1143,SCS[87]; (H)Coccolith δ13 C at MD962072,Indian Ocean[83]

图 13 过去2百万年碳酸盐的沉积与保存(A~E)粗碎屑百分含量( % ): (A)南海ODP1134井( >150mm) [4],(B)西太平洋ODP806井( >63mm) [109],(C)热带印度洋合成粗碎屑组份指数[13],(D)印度洋ODP758井( >150mm)[13],(E)加勒比海DSDP 502井( >63mm) [110]; (F~J)CaCO3百分含量: (F)东太平洋ODP 846井(堆积速率,mg/cm2/ka)[111],(G)北大西洋ODP 982井[112],(H)北大西洋ODP 925井[113],(I)北大西洋DSDP607井[114,115],(J)北大西洋ODP 659井[62]; (K)北大西洋ODP 982井Globigenina bulloides的壳重[80] Fig. 13 Carbonate deposition and preservation in the last 2 million years. (A~E)Coarse fraction( % ): (A)ODP Site 1143,SCS,( >150mm)[4]; (B)ODP Site 806,West Pacific( >63mm) [109]; (C)composite coarse fraction index,tropical Indian Ocean[13]; (D)ODP Site 758,Indian Ocean( >150mm)[13]; (E)DSDP Site 502,Caribbean( >63mm) [110]. (F~J)CaCO3 % : (F)ODP Site 846,East Pacific(accumulation rate,mg/cm2/ka)[111]; (G)ODP Site 982,North Atlantic[112]; (H)ODP Site 925,North Atlantic[113]; (I)ODP Site 607[114115]; (J)ODP Site 659,North Atlantic[62]. (K)Shell weights of Globigenina bulloides from ODP Site 982,North Atlantic[80]
3.4 物理和生物地球化学过程相互作用的假设

之前的讨论表明,有两个类似系列的事件引起了第四纪环境演变中的主要转型。前一系列发生在MIS 31至MIS 21(1.08~0.82Ma),包括了δ13 Cmax-Ⅲ和MPT; 第二系列发生于MIS 15至MIS 11(0.62~0.40Ma),包括了δ13 Cmax-II和MBE(见 表 2)。这两个系列都始于一个异常温暖且持续久长的间冰期: 一个是持续了3万年之久的长间冰期MIS 31,期间西南极冰盖快速消亡[84]; 另一个是MIS 15~13的“超级间冰期”,可能也伴随有冰盖的快速消亡[97]。这两个异常的暖期之后分别发生了MIS 29~25(0.96~1.04Ma)的δ13 Cmax-Ⅲ事件和MIS 13(0.53~0.47Ma)的δ13 Cmax-II事件。δ13 C和 δ 18 O急剧下降后,出现了冰期旋回中体制转变的关键点,MPT(约0.9Ma)和MBE(约0.4Ma)。它们开始时都伴随有全球冰盖体积的急剧扩张,紧跟着急速反弹到一个异常的暖间冰期(MIS 22/21和MIS 12/11)(见 表 2)。

表 2 第四纪的两组事件及其相关的海洋同位素分期(MIS) Table 2 Two groups of events in the Quaternary arranged in sequences of relevant marine isotope stages(MIS)

这两组事件具有相似的变化并不只是巧合,而是暗示了这一系列事件背后有一个类似的驱动机制。其中尤为重要的一点,是冰盖体积变化这一物理过程和碳同位素变化所代表的生物过程之间潜在的联系(见下文)。然而,这两组事件的相似性绝对不是说明MPT和MBE具有一致的起因,因为这两组事件发生的背景和造成的影响都不相同。比如,MPT发生在一个持续变冷时期的末尾,而且改变了气候旋回中主导的周期性; 而MBE发生于一个持续变暖时期的尾声,改变的仅仅气候旋回的变化幅度( 图 10)。许多学者认为,在MPT和MBE之间存在一种特殊的气候状态,有人将其称为“MPT过渡状态”(0.5~1.0Ma)[9],属于“深层西部边界流滞缓” 时期(0.45~0.85Ma)[116],也有人将其称为“温吞间冰期”时期(0.45~0.80Ma)[98]

不过,上述种种新发现归结到底都说明第四纪环境演变是一个连续过程。一个气候事件的发生,不一定是由某个冰期旋回中当时的驱动因素引起,也有可能是从之前长期过程的变化发展而来。MPT发生在1.6Ma后一个长期冰期变冷过程的结束时,而MBE发生在MPT后的一个冰期变暖过程的结束时( 图 6图 10)。MBE的序幕-MIS 13期的异常环境条件,就可能与MPT结束时建立起来的海洋新模式有关[117]。这两系列事件还引发了另一个重要的问题:δ13 C和 δ 18 O之间的关系。如果说δ13 Cmax事件领先于 δ 18 O的急剧变化,那这两者间是否存在着因果关系?如果说δ13 Cmax事件发生在南大洋的变暖之后,是不是冰盖的融化触发了大洋碳储库的变化?学者们提出了各种假说来解释这些现象,将第四纪δ13 C的长期变化分别归因于浮游植物[4]、 南大洋[5]、 大洋通风或者有机碳和无机碳生产与输出的比例[8]。然而δ13 Cmax事件的起源,抑或δ13 C长尺度变化的原因至今都还没有一个确切的答案。长尺度δ13 C旋回的起源是解决上述问题的关键,我们接下来将对这些旋回的特点和指示意义进行探讨。

4 探讨海洋碳储库长期循环的作用机制 4.1 前第四纪大洋的长偏心率驱动

我们现在试图回答为什么偏心率长周期在第四纪消失这个问题。我们首先来解释,在一个无冰的世界或是一个相对温暖仅有少量冰盖的气候系统里,海洋碳储库是如何响应长偏心率轨道驱动的。

4.1.1 沉降雨比率(rain ratio)假说

近30年来大家已经知道,δ13 C长尺度旋回反应了岁差振幅对气候、 从而对生物量的影响[14]。40万年的偏心率周期可能指示了“沉降雨比率”的长期变化。“沉降雨比率”是海洋沉积物中有机碳与无机碳的比值[118],这一比值主要受硅藻与颗石藻的比值的影响。硅藻只产生有机碳,而颗石藻既产生有机碳也产生无机碳(方解石骨骼)。因此硅藻/颗石藻比值高的时期,能提升生物泵的效率。由于硅藻/颗石藻的比值主要取决于海洋中可供生物吸收的硅的总量,而硅主要来源于热带地区的河流[119],因此海洋中δ13 C的长尺度变化最终与低纬度气候过程相关,比如季风[120]。“沉降雨比率”假说与探讨冰期旋回中的碳平衡的硅假说是一致的[121],后者也得到过来自海洋中的大量沉积证据的支持,直到 “压舱矿物”效应的发现(见下文)。

由于人们只获得了晚更新世时期高分辨率的海洋同位素序列,30年前能识别的最长周期是10万年的短偏心率周期。但是正如Andre Berger[122]很早以前提到的,天文学上最重要的偏心率周期为41.3万年。他说“如果通过技术能获取更长的岩芯获得更高分辨率的频谱,我期待……41.3万年周期能很明显地展示出来”[122]。诚然,他的说法已经被证实: 第四纪前的δ13 C记录明显地表现出40万年周期,这可能是因为相对于当前的冰室期,偏心率的作用在无冰地球时期的古气候记录(δ13 C)中得到放大[42]。可以论证,早第三纪两极无冰时的大洋更加均一,所以海洋碳储库能够直接响应轨道驱动力,主要是偏心率调节变幅的岁差周期[27, 123]。因此水文和生物地球化学循环,也以相互一致的方式响应偏心率。由于碳在海洋-大气-生物圈储库中的滞留时间10万年量级,全球海洋储库中δ13 C的变化值只能在长于其滞留时间的尺度上清楚显示,而在更高频率上被平滑消除[27, 28, 124]

沉降雨比率假说的最初形式,是基于浮游植物的功能类型或者说硅藻/颗石藻的比值,现在由于“压舱矿物”效应的发现而受到挑战。已经有研究发现有机碳沉降通量与矿物的通量有很强的相关性[125],而深海中大部分有机碳沉降雨是通过碳酸钙搬运的,因为碳酸钙的密度超过蛋白石并且丰度超过陆源碎屑物质[118]。这一发现对生物泵中浮游植物功能类型所起的作用提出了质疑,并认为将有机碳输送到深海海底的能力上,硅藻比颗石藻没有任何优势。这一新发现不仅使建立在硅藻基础上的沉降雨比率假说失效,也有助于修正我们对海洋内部POC通量和生物泵控制因素的理解[126]。总的来说,沉降雨比率假说仍然是海洋δ13 C变化的因素,但是对长尺度的δ13 C变化的解释,还需要新的机制替代硅藻/颗石藻比值。

4.1.2 微生物碳泵和“溶解有机碳假说”

微生物海洋学的最新进展,揭示了微生物碳泵(MCP)在海洋碳循环中尚未探索过的重要作用。DOC(溶解有机碳)是海水中最大的还原碳储库,并且大部分作为惰性DOC在海洋中保留的时间很长( ≥10万年)。MCP的概念将DOC的生产归因于微生物的作用,将海洋中新产生的有机碳划分为两种循环,分别为快速的生物泵循环和慢速的MCP循环。快速循环通过生物泵,由光合作用和随后的POC(颗粒有机碳)沉降驱动; 慢速循环则是由MCP调节,延长了海洋中碳的保留时间( 图 14)[127]。由于微生物可以产生不容易被生物分解和同化的惰性DOC,因此能在水柱中保留较长时间。MCP概念提出了一种海洋中的溶解相隔离机制,类似于POC在海底沉积物中的埋藏[128]

图 14 海洋碳储库的组成 溶解无机碳DIC(左)构成海洋碳储库最大的部分,而溶解有机碳DOC(右)由RCOM(惰性有机物)组成,碳储量可与大气中CO2的储量相比[127] ; 背景颜色指示放射性 14 C,注意Δ 14 C 值并不等于 14 C 年龄,大约-1000的Δ 14 C 对应于约50000 14 C 年 Fig. 14 Formation of oceanic carbon reservoirs. DIC(left)comprises the biggest reservoir,while the DOC reservoir(right)formed by RCOM is comparable to the atmospheric CO2 inventory by size. Background colors indicate radiocarbon Δ14 C. Note that Δ14 C is related but not equal to age,with -1000 in Δ14 C corresponds to ca .50000 in 14 C year[127]

海洋作为最大的有机碳库,海洋DOC主要通过其量的变化进而改变POC/DOC比值来调节海水δ13 C值。在现代海洋中,DOC的 14 C 年龄平均为约5000年,但是模拟结果显示惰性DOC的存留时间为16000年,“极端惰性DOC” 甚至可以达到40000年[129]。在深海中的老碳并不一定是由水柱中的微生物生成,因为在海底下的深部生物圈也可以产生DOC[130]。尽管如此,当海洋在动力学上比较稳定或者海水分层时,海洋中的DOC可以在地质历史上保存得更为持久。因此,地质历史上海洋DOC库的消长在碳循环中有着举足轻重的作用,并且大量证据表明它们在δ13 C记录中留下了印记。

远古海洋中的DOC库可能远大于现代海洋。例如,50Ma前的“高温”事件中,海洋惰性DOC矿化的量远大于3万多年以来整个大洋的现代DOC库[131]。此外,元古宙海洋溶解有机物的库存大概比现存的大几个数量级[132]。这可能是海洋中δ13 C变化幅度非常大的原因,其变化幅度在新元古代时期>10 ‰ ,在早新生代>1 ‰ ,而上-更新世仅为约0.3 ‰ ~0.5 ‰ (见下)。

DOC在海洋上部透光带可以由生物产生,在深海又可以被微生物矿化而去除,所以DOC的浓度随着海洋深度的加深而下降并可以被长距离运输,最终被底层流重新分布。因此,DOC在海洋中的分布与水循环紧密相关[133]。从生物地理学角度看,进行光合作用的微生物多存在于寡营养的亚热带水域[134],其DOC浓度也是最高的[135]。这与实时观测结果一致: 寡营养的开阔海洋以异养的小型浮游植物微生物为主。然而,“营养激发态”可以打破这一常态,这是指新营养盐被快速引进系统时,会导致大型真核浮游植物种群勃发,有时候还能使“异养型”的寡营养海洋出现“自养”状态[136137]。在大西洋和太平洋副热带环流就发生了这样的事,δ13 Cmax事件之前堆积的叠层硅藻软泥层就是一例(见3.3节“碳同位素最大值2期(δ13 Cmax-Ⅱ)和中布容事件”部分)。

总之,海洋中的POC/DOC比值主要依赖于营养盐。营养盐输入的增强在寡营养海洋中可促进营养激发态,增加海水中POC/DOC比值进而降低海水δ13 C的值。正如上述讨论的,海洋碳库的长偏心率周期也可能源于季风,并可能在制造这样的营养激发态中发挥作用。

因此,我们提出了DOC假说,关于该假设的详细论证将会另行发表,其基本概念可以归纳如下( 图 15)。在长偏心率最大值时,低纬度地区夏季辐射量最大,区域的和全球的季节性增强。从而使得全球季风加强和降水增加,进而推动了陆上的化学风化作用和河流输送,增加了对海洋营养盐的输入。在营养激发态的海洋里,激发了大型真核浮游植物的生长,表层生产力提高,从而提高了POC/DOC比值并降低了海水δ13 C( 图 15)。

图 15 海洋δ13 C长偏心率周期的DOC假说 Fig. 15 The DOC hypothesis for the long-eccentricity cycle of oceanic δ13 C

偏心率驱动和δ13 C长期变化之间存在联系的假设,可以通过数学模拟证明。我们用一个七箱模型对14~17Ma中新世气候适宜期进行模拟。这是各冰盖影响不大的时期,模拟结果显示,偏心率最大值(最小值)使得风化强度和营养盐供给增加(降低),导致海洋δ13 C值的最小值(最大值)( 图 4D)[24]

然而,海洋δ13 C对40万年轨道驱动的灵敏度是随时间变化的[42],全球δ13 C记录的长偏心率周期在1.6Ma后变得模糊,被更长的周期取代[7]。由于本文的主题是第四纪海洋,我们将重点讨论DOC假说在晚近时期里的应用,尤其是它既能解释δ13 C旋回的40万年常规周期,又能解释更新世期间50万年延长周期的优势。

4.2 第四纪碳同位素长周期起源的假说 4.2.1 南大洋的作用

正如“从2.7Ma到1.6Ma事件”部分的描述,1.6Ma事件的显著特征是南大洋深层水体与上层水体隔离( 图 7),和碳同位素40万年长偏心率长周期变得模糊( 图 3)。这两个事件可能是相关的,因为两极巨大冰盖的扩张改变了南大洋的水文状况,使得大洋在有冰盖和早先无冰盖地球的条件下,对长偏心率周期产生不同的响应[7]

现代南大洋底下盖住了巨大体积的深部海水[48],是控制大气层CO2最重要的海区,因此在1.6Ma前形成海水的化学隔离,可能在很大程度上增加了南大洋在全球碳循环中的作用。南大洋对大洋碳储库的影响存在多种方式[138]。例如,冰盖收缩可能扩大开放水域并且提高生产力,然而营养盐的再分配又控制着全球大洋生物泵的效率,并且通过POC/DOC比值改变海水的δ13 C值。南大洋内部蕴含着当今地球上最大量未被利用的原存营养盐(preformed nutrient),是全球生物泵效率最低的地方[138]。从南大洋泄漏到低纬的富营养盐海水,可以刺激生物生产力并且增加POC/DOC的比值。在靠近西南极洲的南大洋海域,在间冰期和冰期终止期,有过从南极极锋到亚热带大洋出现蛋白石峰值的报道( 图 11B11C)[82, 99, 139],但是最为引人注目的,还是在低纬寡营养大洋中发现的硅藻藻席沉积。

不同于一般的富硅藻沉积,这寡营养区域的沉积是由构成藻席的大细胞硅藻组成,而且几乎只有一个属种。这些被称作“树荫”属种的硅藻适应分层的海水,可以利用深部营养盐,在低光条件下生长,也可以在水柱中垂直迁移[140]。这些“树荫”属种硅藻的一个重要特征,是能够出现在亚热带环流一类的寡营养大洋中。富含硅和营养盐的南大洋海水在进入低纬大洋次表层后,可能引发成席硅藻的迅速爆发和层状硅藻层的沉积,这在低纬太平洋或大西洋中都有记录。

硅藻是浮游植物群落的重要组成部分,占大洋初级生产力40 % 并且总在海洋生物地球化学循环起主导作用[141]。由于难以观测而且在深层大洋的分布很不规则,成席硅藻在现代及古代大洋碳循环中的作用被严重低估。然而在地质历史上当深部大洋分层时,这类硅藻可能起过十分重要的作用[140]。硅藻席的生物地球化学过程是大洋碳循环中一个被忽视的部分,其实它可以将寡营养海水转换成营养盐活跃状态[136],并且改变大洋POC/DOC的比值。

然而,在10万年时间尺度上南大洋海水究竟怎样影响海洋碳储库和全球海洋的δ13 C值,仍然是个未知的过程。最初版本的“硅溢漏”假说,将冰期大气CO2的减少直接归因于南大洋的硅泄漏[142],现在这个假说已受到评估研究的质疑[48, 144]。但是硅溢漏对大洋碳储库的影响却没有被否定,因此硅藻藻席的沉积可能是引起大洋δ13 C值变化的机制之一。

最新发现微生物泵和DOC对δ13 C长周期变化有重要贡献,那么硅藻勃发在这里又起什么作用呢?目前仍不明确短期的硅藻藻席生成,是如何贡献于大洋δ13 C的长周期变化的。既然任何真核浮游植物产生新POC时也必然使DOC的含量增加,那么DOC在海水表层的分布就可能与其在深海的分布是相反的[135]。因此,任何POC/DOC比值对硅藻藻席事件的直接响应都很难解释。目前,我们只能说因为大洋中DOC分布受环流控制,而且全球大洋中POC/DOC比值可能更多受到南大洋水文变化的影响,而不是其他海盆。因此,南大洋任何大规模的冰盖消退和富营养海水的溢漏,都有可能改变POC/DOC比值,从而最终改变大洋δ13 C值。

4.2.2 第四纪大洋的新假说

以上我们说明了δ13 C长周期性变化与第四纪冰盖事件可能的联系,并提出DOC假说来解释这一长周期。这个假说使我们能够将离散的事件联系起来,并且找到理解第四纪环境变化事件链的关键问题。

上新世-更新世之交,全球变冷和冰盖的增长是与全球海洋结构调整相耦合的。极地大洋在2.7Ma的垂向分层以及接下来的发展,不仅将南大洋的深海隔离,使它成为全球海洋最大的碳库,而且导致了赤道太平洋在1.6Ma的纬向不对称。与此同时,大洋结构的重组导致了“蛋白石沉积带”的南移,硅藻高速堆积区从亚北极太平洋迅速转移到南大洋。这个转移发生在从2.7Ma到1.6Ma所谓的“晚上新世-早更新世生产力最大值”时期,直到低纬太平洋地区生产力急剧减弱。全球大洋经历两个阶段的重组后,形成了气候系统的冰期格局。在1.6Ma以前,气候记录和大洋δ13 C都响应于40万年长偏心率的轨道驱动。在那以后,大洋碳储库的轨道驱动被与冰盖相关的海洋过程所抑制,40万年的节律变得模糊( 图 3)。但是在其他指标记录中,如代表化学风化强度的K/Al比值,40万年旋回仍然保留[22]

同位素记录里长偏心率信号的模糊不仅局限于更新世,δ13 C的40万年旋回被干扰打断的事情在新生代较早的时期里也有发生。一个典型的例子就是随着南极冰盖扩张发生的中中新世变冷事件。该事件紧随着中中新世Monterey组碳的大量沉积在13.9Ma突然发生,与此同时δ13 C记录中的40万年旋回也突然消失( 图 4B)[23, 25]。由此可见,偏心率对海洋碳库有着持续的影响,但对深海δ13 C记录的影响并不是一直那么显著,特别是当气候系统处于更新世一类的冰期模式时就会变得模糊。

更新世气候的演化趋势不仅有冰盖的生长增大,同时还有南大洋在大洋碳循环中作用的加强,表现为 δ 18 O和δ13 C在冰期循环中变化幅度的逐渐加大。在1.6个Ma左右的δ13 Cmax-IV后有一个大约从1.5Ma到1.1Ma的全球大洋长期变冷趋势( 图 9),这一趋势直到“超级间冰期” MIS 31结束,MIS 31时由于西南极冰盖快速融化消亡,引起了浮游植物的勃发。然而,南方出现的这一转暖事件究竟如何引起 表 2所列的一系列事件,最终导致MPT事件的发生,其中的机制还不清楚。在南海,MIS 31期的变热事件表现为SST以及Gephyrocapsa百分含量的峰值。在高温、 高生产力的碳同位素极值事件3(δ13 Cmax-Ⅲ)(从MIS 29到MIS 25)之后,底栖有孔虫δ13 C在接近MIS 23时偏轻了约1 ‰ 。随着δ13 C的这一变化之后,δ 18 O明显下降,这意味着MIS 23/22之交冰盖的进一步大为扩张,这就是MPT事件的核心( 图 10表 2)。

紧随着MPT事件之后的第二组事件的特点是δ13 Cmax-II和MBE。同样地,这些事件从一个延长的间冰期开始,从MIS 15到MIS 13期,可能伴随着西南极冰盖的垮塌。从MIS 15以来的数个间冰期里,南大洋硅藻生产力都显著升高,其中大西洋亚热带环流中广泛分布的成层硅藻席沉积值得特别关注( 图 11)。从沉积序列看,MIS 14期的硅藻勃发之后接着颗石藻勃发( 图 11D和11E),都指示贫营养盐大洋在南大洋高营养盐水体泄露的驱动下,出现了高生产力事件。MIS 13期出现的异常气候及大洋环境也就是δ 13 Cmax-Ⅱ 事件,已经吸引了许多科学家的注意[117145~147],他们大都将这些水文气候变化的起因归结于南大洋。

MIS 13期事件或δ13 Cmax-II事件领先于冰盖、 大洋碱度和浮游植物演化的三部曲,也可能就是这三步变化的起因。具体说,就是冰盖在MIS 12的急速扩张和MIS 11的大量融化,深海碳酸盐在MIS 11期经历了最大的溶解作用,而从MIS 13到MIS 8期间,又有以Gephyrocapsa繁盛为标志的全球海洋生产力的增加( 图 10C)。尽管上述事件之间有着潜在的关联,有待进一步的研究来验证这些假说、 找出其中潜在的关联机制。

值得特别注意的是当前的δ13 C最大值期δ13 Cmax-I。正如δ13 C的集成曲线( 图 3)所显示,当前的地球正经历着新的δ13 C最大值时期。如果过去一个百万年以来两次δ13 C最大值事件预示着冰期气候的重大发展,那么当前的δ13 Cmax对于未来气候的长期变化意味着什么?也许一个最根本的差异是当前δ13 Cmax发生在长偏心率最小值时期,而之前的两个δ13 Cmax事件都和长偏心率韵律并不同步( 图 2)。但不管怎样,理解δ13 Cmax事件的本质以及它们对全球气候和大洋的影响都至关重要。从生物地球化学角度理解δ13 C演变及其关键的δ13 Cmax事件,急需要更集中的科学工作。

5 结论

我们回顾了冰期循环中影响海洋碳储库的长期过程,因为这些过程与轨道驱动中的长偏心率紧密相连,最具有代表性的是主要受海洋POC/DOC比例变化驱动的δ13 C序列。通过追踪第四纪的主要气候事件历史,显示它们构成了持续的事件链,而这正是第四纪研究中被忽视的一个重要视角。为此,建议对以下问题给予更多的关注:

(1)长期过程的作用。第四纪古气候学是由探索过去的冰期以及万年时间尺度的冰期循环开始的,它们也构成了整个20世纪研究的焦点。近年来,随着更长连续性的高分辨率地质记录的出现,越来越多的证据揭示出10万年或者更长尺度上长期过程的重要性。间冰期各不相同,不仅因为它们在某一个特定时间具有特殊的轨道参数,同时也是受到跨越多个冰期旋回的长期过程所产生的影响。

(2)长偏心率周期的作用。40万年的长偏心率是地质历史中是最显著的韵律,因此被誉为海洋系统的“脉搏”[28]。因为碳在海洋中有着长逾10万年的滞留时间,长偏心率在海洋δ13 C记录中表现最好。然而δ13 C序列中的40万年信号从1.6Ma开始受到干扰而变得模糊。当时,全球海洋进入一个冰期格局,南大洋控制了海洋碳储库,而海洋过程则抑制了偏心率信号。尽管如此,海洋碳储库仍然表现出105年尺度的周期变化,具体表现为过去一百万年记录中,以50万年周期循环出现的δ13 Cmax事件。

(3)南大洋在长期环境变化中的作用。160万年前δ13 C记录中长偏心率信号的隐没与南大洋“化学盖”的形成同时发生,MPT和MBE也都是以南极地区异常的温暖间冰期作为起点,这些都不应该是巧合。其中一个至关重要的机制也许是来自南大洋的营养向北传输,从而导致了全球海洋中生物泵的重大变化。

(4)DOC在生物泵中的作用。本文提出的DOC假设,认为δ13 C的40万年长偏心率旋回源自海洋中POC/DOC比值的变化,而这变化取决于全球季风的强度。自1.6Ma以来,δ13 C的循环周期由40万年扩展为50万年,但这一长周期的变化应该依然与POC/DOC比值的变化有关。一些发现,如贫营养海洋环境中层状硅藻席的沉积和南大洋中蛋白石的最大值,都支持这一假说。然而浮游植物事件究竟如何引起δ13 C的长周期变化,则是一个有待研究的科学问题。

致谢 感谢焦念志在文章写作时与我们进行了多次讨论; 感谢孙汉杰为我们提供数据以及刘晶晶和周建宏为我们提供技术支持。我们同时感谢匿名审稿人提供的建设性评论,这对手稿的改进具有极大作用。本项研究工作由国家自然科学基金(91128000)提供资助。本文由同济大学张传伦教授组织翻译成中文。

后记 这是篇从英文翻译过来的综述文章,原文是应邀为我国的国际新刊物“国家科学评论”创刊号撰写的。1999年南海大洋钻探的重要成果,是40~50万年碳同位素的长周期,追踪结果发现这是全大洋碳循环的“脉搏”,在全球季风驱动下随长偏心率的40万年周期而变,在冰盖突然增大时会受海流控制延长到50万年。这种跨越冰期旋回的长周期,近年来正在成为国际古气候研究的新热点之一。

定量古气候学起步于第四纪大冰期,着眼点历来聚焦在几万年的冰期旋回。随着高分辨率长时间序列的出现,几十万、 甚至几百万年的轨道周期越来越明显。由于碳在大洋里的滞留时间长达十多万年,40万年长周期在碳同位素记录中最为突出。105年等级的长期变化叠加在104年等级的冰期旋回之上,一旦把两者的责任分清,不同间冰期之间差异的原因就不言自明。

地球科学视野另一种局限性在于空间。从冰期旋回出发,最重要的气候演变都出在北极,主要在发展中国家才有的季风当然研究较晚,美英两国之间的北大西洋才是全球气候演变的源地。其实地球上有大冰盖的时间只占少数,太阳能也是先照到低纬区再向高纬输送,再说南极冰盖也并非一座岿然不动的“白色高原”。新积累的地质资料说明: 南极、 低纬的变化都曾经影响全球。

这篇论文提出的这一系列观点,包括根据微生物泵新发现而提出的“溶解有机碳假说”,目前都并不成熟,在综述里和盘端出,希望能引起国内外同行的共同关注。

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Long-term cycles in carbon reservoir of the Quaternary ocean: A perspective from the South China Sea
Wang Pinxian, Li Qianyu, Tian Jun, Jian Zhimin, Liu Chuanlian, Li Li, Ma Wentao    
(State Key Laboratory of Marine Geology, Tongji University, Shanghai 200092)

Abstract

In the recent years, high-resolution long records from the deep-sea and ice-cores have offered new research opportunities for Quaternary science. Paleoclimate studies are no more restricted only to individual glacial cycles but extended to cover long-term(≥105 yrs) processes across glacial cycles. Ocean Drilling Program(ODP) Leg 184 to the South China Sea in 1999 uncovered well-preserved sediment sections from which three long-term cycles in the Pleistocene carbon isotope(δ13C) sequences have been found and proved to be common to the global ocean. The subsequent discoveries confirm the existence of long-term processes of 105 yrs in both the hydrological cycle(ice-sheet changes) and the carbon cycle(biogeochemical changes), and pose a question whether the two long-term processes are related. The present review demonstrates that the long eccentricity cycles prevail throughout the δ13C and other biogeochemical records in the geological history, and the 400-ka cycles in the oceanic δ13C sequence before the Quaternary can be hypothetically explained by changes in the ratio between particulate and dissolved organic carbon(POC/DOC) in the ocean depending on the monsoon-controlled nutrient supply, a "DOC hypothesis". However, the ocean restructuring at 1.6Ma marked by the isolation of a sluggish abyss under the Southern Ocean has obscured the long eccentricity 400-ka signal in the oceanic δ13C. The last million years period has experienced two major changes in the climate regime: the Mid-Pleistocene Transition(MPT) centered at 0.9Ma and the Mid-Brunhes Event(MBE) around 0.4Ma. The MPT and MBE were preluded by δ13C max-Ⅲ about 1.0Ma and δ13C max-II about 0.5Ma, respectively. Together with other similar hydroclimatic phenomena over corresponding glacial cycles, the two groups of hydrological and biogeochemical events appear to have been largely driven by oceanographic changes in the Southern Ocean. Therefore, we interpret that the long-term biogeochemical processes originating from the Southern Ocean must have played a crucial role in the Quaternary ice-sheet waxing and waning.

Key words     carbon cycle    long eccentricity    South China Sea    Quaternary    long-term processes