2017, Vol.37
② 西北大学地质学系新生代地质与环境研究所, 西安 710069;
③ 广西大学海洋学院, 南宁 530004;
④ 广西大学珊瑚礁研究中心, 南宁 530004)
有孔虫壳体的氧同位素作为古海洋学研究的重要指标之一，包含着全球冰量、海水温度和盐度信息，反映冰期旋回，在全球大洋范围内可以对比，是古海洋和古气候研究的重要工具[1~3]。比如，浮游有孔虫壳体δ 18 O常常被用来讨论表层或次表层海水温度的变化、以及上部水体结构如温跃层深度的变化[4~6]；而有孔虫壳体的碳同位素则受控于复杂的生物地球化学过程，如陆地植被面积的大小、海洋生产力以及大气CO2浓度等诸多因素，具有区域性，不易于进行全球对比，因而目前主要利用其差值重建大洋温盐环流和海洋古生产力的变化[7]对南海的浮游有孔虫壳体δ 13 C数据进行汇总，结果显示南海近20万年来的碳同位素综合曲线变化与大西洋和太平洋的浮游有孔虫壳体δ 13 C的变化一致，并且南海20万年来的3次浮游有孔虫壳体δ 13 C最低值事件的时间都位于冰消期。这些结果表明，冰期旋回中大洋碳储库的变化，不仅仅与冰盖消长有关，而且受控于季风等因素[7]。
南海南部处于西太平洋暖池范围内[8]，同时受东亚季风的影响，海气交换活跃[9, 10]。在第四纪冰期旋回中，与冰期-间冰期海平面升降相关的巽他陆架的出露和淹没导致海区面积的增大和缩小，诱发南海乃至西太平洋暖池地区古海洋环境和东亚古气候的改变[11~14]。作为欧亚大陆与太平洋和印度洋的结合部位和相互作用带，独特的地理位置使得南海的沉积物同时记录了西太平洋暖池和东亚季风的信号。此外，相对于开放大洋来说，南海的沉积速率较快，对全球气候变化的信号具有“放大效应”[12, 15]，因而南海是研究东亚古气候的理想场所。
浮游有孔虫属种的分布与表层海水温度、温跃层的变化以及古生产力水平的高低密切相关[16]，浮游有孔虫壳体蕴藏着诸多古海洋学信息。本次研究利用南海南部TX05站(图 1a和1b)柱状沉积物样品中浮游有孔虫壳体的氧、碳同位素测试结果，辅以浮游有孔虫属种的相对和绝对丰度数据，重建了大约27万年以来南海南部上部水体结构和古生产力演变的历史，并探讨其对东亚古季风的响应。
|
图 1 TX05站位位置和南海冬季(a)、夏季(b)表层海水温度分布以及该站位海水温度和盐度垂向分布(c)和末次冰期时南海陆架出露图(d) 图 1c中展示了Globigerinoides ruber、Globigerinoides sacculifer和Pulleniatina obliquiloculata浮游有孔虫属种生活的水深范围分别为0~50m、20~75m和75~125m[17]；图 1d中浅灰色阴影区为末次冰期时陆架出露范围 Fig. 1 Location of Core TX05. (a)Winter and (b) summer surface seawater temperatures of the South China Sea, (c)profiles of temperature and salinity against water depth, and (d) exposure of continental shelf during the Last Glacial. Panel (c) shows the range of living water depth of Globigeriniodes ruber(0~50m), Globigerinoides sacculifer(20~75m)and Pulleniatina obliquiloculata (75~125m)[17]. In Panel (d), the light-gray shadings indicate exposure of continental shelf during the Last Glacial |
TX05站位于南海南部(6°20.6′N，111°16.2′E；水深为1750m)(图 1)。该站钻孔沉积柱状样于2014年10月通过重力取样方式获得，柱长778cm，沉积物保存完好，岩性为均一的灰色软泥。本次工作对该孔沉积柱上部260cm的沉积物以6cm为间隔取样、对沉积柱下部260~778cm以10cm为间隔取样，共获得91个沉积物样品。样品分别被放入烧杯中编号、称重，置于烘箱中在60摄氏度下烘干后取出，加入自来水(如果样品不能充分散开则再加入双氧水)浸泡。放置1小时后，将样品倒入250目(孔径为63μm)的网筛用自来水冲洗至从网筛流出的水清澈，然后烘干、称重。所获得的有孔虫样品经过孔径为150μm、250μm和355μm的筛子进行分选，分别得到小于150μm、150~250μm、250~355μm和大于350μm的粒径成分。从250~355μm粒径中挑选洁净、完整的Globigerinoides ruber、Globigerinoides sacculifer和Pulleniatina obliquiloculata壳体各15枚，进行编号，将样品放入碳酸盐制备装置(Kiel Ⅳ)中，用MAT253型稳定同位素质谱仪对浮游有孔虫壳体中的氧、碳稳定同位素进行测试。稳定同位素测试在广西大学海洋学院完成，分析精度采用中国国家标样GBW04405检测，并利用国际标样NBS18与PDB标准进行校正，δ 18 O和δ 13 C测试的标准偏差分别为0.07 ‰和0.03 ‰。
为了给同位素古海洋学记录提供数据支撑，本文也对TX05站的浮游有孔虫群落进行了分析，但不作为本文的重点。浮游有孔虫属种的鉴定和统计针对大于150μm粒径的壳体进行。把分筛过的样品中大于150μm粒径的有孔虫样品进行充分混合，在显微镜下参照Bé[18]、Saito等[19]的分类标准进行鉴定和统计。其中，Globigerina bulloides、Globigerinitaglutinata、G. ruber和G. sacculifer为表层水种，Globoquadrina conglomerata、Globorotalia crassaformis、Globorotalia inflata、Globorotaliamenardii、Globorotalia trucatulinoides、Globorotalia tumida、Neogloboquadrina dutertrei、Neogloboquadrina pachyderma和P. obliquiloculata为次表层水种。在进行属种鉴定和统计时，我们采用二分法分样，直到所获得的样品组分中含有大致300枚浮游有孔虫壳体。结果显示，G. ruber、G. sacculifer、N. dutertrei和P. obliquiloculata等4个种的相对丰度占极大优势，平均分别占全群的19.85 %、20.92 %、11.45 %和7.16 %，在统计的91个样品中，其合计含量在89个样品中占全群的50 %以上。
Andreasen和Ravelo[20]通过分析位于24°N~24°S之间、水深小于3800m的热带太平洋地区189个钻孔顶部沉积物样品中的浮游有孔虫，利用大洋表层各项水文学参数和因子的空间分布，通过计算建立了温跃层深度转换函数。该方法的计算误差为22m，以及因样品不足而产生的5m额外误差。本文使用此转换函数对南海南部TX05站位的温跃层深度进行重建。
2 年代地层框架由于放射性碳同位素加速器质谱测年(AMS 14 C)的测试范围为迄今至约47000年前，本文参考氧同位素曲线，从氧同位素期(Marine Isotope Stage，简称MIS)3期以来的样品中选取了5个浮游有孔虫丰度较高的样品，从中挑选1500~3000枚壳径大于150μm的G. ruber壳体，在美国Beta放射性实验室进行AMS 14 C测试，获得的AMS 14 C年龄值见表 1。在Calib7.1软件[21]中计算得出本次研究站位储库校正值参数(ΔR=-45±32)，将AMS 14 C年龄转换为日历年龄。
|
表 1 TX05孔浮游有孔虫AMS 14 C测年数据 Table 1 AMS 14 C datings of planktonic foraminiferall shells in Core TX05 |
由于本文研究的站位离ODP1143站位较近(9°21.72′N，113°17.1′E)，后者有高分辨率的浮游有孔虫氧同位素曲线和高质量的轨道周期调谐的底栖有孔虫氧同位素地层[22, 23]，因此本次研究依据浮游有孔虫G. ruber的氧同位素曲线与ODP1143站位的氧同位素曲线进行对比，采用“峰峰相对、谷谷相对、氧同位素曲线变化最快处为冰期-间冰期界限”的形态对比方法[24]，来确定AMS 14 C测年不能覆盖的那部分样品的氧同位素地层年龄控制点(图 2)。
|
图 2 TX05站(a)和ODP1143站(b)G. ruber壳体δ 18 O氧同位素曲线[22, 23]对比获得同位素年龄控制点 图 2a中黑色箭头标记为AMS 14 C测年点，图 2b中点圆圈“○”为本文选择的氧同位素年龄控制点 Fig. 2 Oxygen isotope stratigraphiCtie points of Core TX05 (a)constrained by correlation with oxygen isotope curve from ODP Site 1143(b)[22, 23]. Black arrow symbols in panel(a) indicate AMS 14 C dating positions and dotted circle "○" symbols in panel(b) mark oxygen isotopic stratigraphic tie points selected by this study |
根据已有的5个AMS 14 C测年数据点以及通过与ODP1143站G. ruber壳体δ 18 O曲线形态对比获得的5个氧同位素控制点进行年龄模式校准。结果显示长度为778cm的TX05孔柱状样记录的年龄跨度约为275.27ka，相当于MIS 8以来的时段，平均沉积速率约为2.4cm/ka。
3 结果 3.1 氧、碳同位素变化浮游有孔虫G. ruber、G. sacculifer为表层水种，生活水深分别为0~50m和20~75m；P. obliquiloculata为温跃层/次表层水种，生活水深为75~125m[17](图 1c)。因而，这3个属种的浮游有孔虫壳体氧、碳同位素组成及其变化可以用来指示研究区表层、次表层海水的古海洋学特征。
南海南部热带海区与南极在古气候变化上联系更为密切[24]，TX05站G. ruber壳体δ 18 O整体呈现冰期-间冰期旋回(图 3)，与南极Vostok冰芯δ 18 O的变化基本一致[25]。在MIS 1、MIS 3、MIS 5、MIS 7等间冰期，TX05站G. ruber壳体δ 18 O介于-1.6‰~-3.5‰之间；在MIS 2、MIS 6、MIS 8等冰期，氧同位素值在-1.8 ‰左右。在整个冰期-间冰期旋回中，G. ruber壳体δ 18 O变化显著，平均值为-2.25 ‰，最重值约为-1.54 ‰，最轻值约为-3.38 ‰，最大变化幅度为1.84 ‰，明显高于全球冰量引的变化值1.0 ‰ ~1.1 ‰ [26]。浮游有孔虫氧同位素包含着全球冰量、当地海水温度和盐度信息[24]，如果扣除全球冰量变化后的剩余差值全部由海水温度变化所致，则冰期-间冰期表层海水的平均温差为约2.4℃，最大温差为约3.4℃(1℃=0.25 ‰ Δδ 18 O[27])。
|
图 3 TX05站浮游有孔虫壳体δ 18 O与南极Vostok冰芯δ 18 O[25]的对比 Fig. 3 Comparison of G. ruber δ 18 O from Core TX05 with Vostok ice core δ 18 O[25] |
G. sacculifer和P. obliquiloculata壳体δ 18 O整体也呈现出明显的冰期-间冰期旋回。G. sacculifer壳体δ 18 O的平均值为-1.74 ‰，比G. ruber壳体δ 18 O平均值在冰期重0.50 ‰，间冰期重0.52 ‰，但二者整体变化趋势一致。P. obliquiloculata壳体δ 18 O整体变化趋势与G. ruber和G. sacculifer壳体的相似，但平均值为-0.52 ‰，比G. ruber和G. sacculifer的都重。同样，如果扣除全球冰量变化后的剩余差值全部由海水温度变化所致，则冰期-间冰期旋回中G. sacculifer所代表的表层海水的平均温差为2.2℃，最大温差为2.7℃；P. obliquiloculata所代表的温跃层海水的平均温差为约2.7℃，最大温差为约3.7℃。
南海南部TX05站位柱状沉积物样品中的浮游有孔虫壳体δ 13 C变化可分为两个阶段(图 4)：1) MIS 8~6期间呈波动趋势，其中在MIS 8变化幅度最小，MIS 7波动较大；2) MIS 5~MIS 1期间呈变重趋势，在MIS 5期达到27万年来的最小值，之后迅速升高，在此阶段，δ 13 C值变化幅度最大；然后在MIS 4到MIS 3的分界处达到次低值之后再次上升，直至MIS 2下降，而后在MIS 1回升。整体而言，27万来TX05站位δ 13 C整体呈逐渐变重的趋势，G. ruber、G. sacculifer和P. obliquiloculata这3个属种壳体δ 13 C的变化基本一致(图 4)。与此同时，3个属种壳体δ 13 C总体上具有冰期旋回，在间冰期时相对其前一个冰期时较重。对于这种δ 13 C变重趋势，研究表明，在偏心率的驱动下，全球大洋碳储库产生40~50万年的长周期，重复出现δ 13 C重值期[28, 29]。地球历史上距今最近的一个δ 13 C重值期出现在MIS 1~3[29, 30]，TX05站δ 13 C自MIS 6以来逐渐变重的趋势(图 4)很可能是大洋碳储库长周期在南海南部的体现。
|
图 4 TX05站浮游有孔虫壳体δ 13 C及其与ODP1143站G. ruber壳体δ 13 C[22, 23]对比 Fig. 4 Comparison of G. ruber δ 13 Cbetween cores from Site TX05 and ODP1143 Site[22, 23] |
此外，这3个属种壳体在MIS 8以来的δ 13 C最低值基本发生在冰消期分界处，如MIS 1/2、MIS 3/4和MIS 5/6的分界处。一般情况下，12 C贮存在陆地植被中，在冰期时冰盖扩张，陆地植被面积缩减，因而大量原本贮存在陆地中的12 C得到释放，进入大气，然后通过海气相互作用进入海洋，造成海洋中的13 C变轻，晚第四纪δ 13 C记录中δ 13 C变轻的案例从亚南极到赤道地区均有分布[4]。在冰消期，温度上升导致北半球冰盖消融，陆地植被面积随之增加进而贮存了相当数量的12 C，然而大洋中的δ 13 C却出现变轻，原因可能是南大洋水分层在冰期时终结，环南极深层水上升流得到恢复，与此同时，深层水中大量贮存的12 C上升扩散至上层水体，进而导致大西洋和印度-太平洋的δ 13 C出现最低值[4, 30]。综上，北极冰盖的消长并不是引起大洋δ 13 C在冰期-间冰期旋回中发生变化的唯一因素。
由于本文研究样品的时间分辨率所限，可能不足以捕捉δ 13 C最低值出现的准确时间信息，或者使得3个属种的δ 13 C最低值出现不同时的现象。如MIS 7~8期间，G. ruber的δ 13 C最低值在MIS 8之内、G. sacculifer的在MIS 7/8期分界处，而P. obliquiloculatata的最低值则在MIS 7的内部(图 4)，但这3个属种的δ 13 C最低值在MIS 1/2、MIS 3/4和MIS 5/6的分界处却是基本同步的，因此我们推测它们在MIS 7~8不同时的现象可能就是样品分辨率不够高的缘故；此外，3个属种不同的生活水深[17]也可能导致其壳体碳同位素对环境变化响应的差异(不仅仅表现在同一个样品中δ 13 C值的差异上)，毕竟这些壳体的δ 13 C最低值在MIS 1/2、MIS 3/4和MIS 5/6的分界处也并不是非常完美的同步，尽管时间的差异上不如MIS 7~8期间那么显著。这一点还需要更高分辨率的记录予以讨论。
值得注意的是，本次研究站位中，G. sacculifer壳体δ 13 C远重于G. ruber壳体δ 13 C。通常情况下，光合作用时，较轻的12 C优先被植物吸收，造成表层海水中含养量降低而13 C增加，导致δ 13 C升高；海洋中的生物残骸下沉到海底经过分解后释放12 C使下层水体营养水平升高，导致δ 13 C降低，所以，深层水种的δ 13 C通常比浅水种的低[31]。在南海南部，反映初级生产力的叶绿素含量冬季最大值在水深50m，春夏季最大值在水深75m，表层和深层都较低[32]。这说明从表层到水深50m左右，随着水深不断增大，初级生产力逐渐升高，随着水深的增加12 C消耗量和营养也在增加，因此出现G. sacculifer壳体δ 13 C值比G. ruber壳体δ 13 C值高的现象。
3.2 上部水体结构变化浮游有孔虫壳体的氧同位素记录包含着当地温度、盐度和全球冰量的信息[22, 24]。浮游有孔虫生活的水深范围内，盐度变化较小，表层和次表层的盐度梯度可以忽略，对表层种和次表层种氧同位素进行差值这一运算过程已经抵消冰量的信息，二者的差值结果只体现上层水体的温度梯度[4, 16, 22]。因此，表层和温跃层之间的温度梯度造成G. ruber和P.obliquiloculata壳体δ 18 O的差异(Δδ 18 O(P.obiliquloculata-G.ruber))。Jian等[4]通过对比分析有孔虫转换函估算的数温跃层绝对深度和浮游有孔虫壳体氧同位素差值Δδ 18 O(P-G)，发现温跃层深度与Δδ 18 O(P-G)之间有着良好的对应关系：当温跃层变浅时，温度梯度增大，使Δδ 18 O(P-G)变大，反之Δδ 18 O(P-G)则变小。因此，Δδ 18 O(P-G)可以用来指示温跃层深度变化。G. sacculifer和G. ruber一样同处于混合层，前者的生活水深更深，处于混合层下部/温跃层的上部[16]，因此，本文从Δδ 18 O(P.obiliquloculata-G.ruber)和Δδ 18 O(P.obiliquloculata-G.sacculifer)同时入手，探究上层水体变化情况。
|
图 5 TX05站位浮游有孔虫表层种和次表层种丰度比值(a)、利用转换函数计算的温跃层深度(b)以及表层与次表层浮游有孔虫壳体氧同位素差值(Δδ 18 O(P-G.r)和Δδ 18 O(PG.s))指示的温跃层深度的变化(c) Fig. 5 Indices of depth of thermocline in Core TX05. (a)Ratio of planktonic foraminiferall surface to subsurface dwelling species, (b)depth of thermocline calculated using transfer function, and (c) difference of oxygen isotope between surface and subsurface species(Δδ 18 O(P-G.r) and Δδ 18 O(P-G.s)) |
图 5显示，27万年来TX05站Δδ 18 O(P-G.r) (Δδ 18 O(P-G.s))整体趋势可分为两个上升阶段：MIS 8~MIS 6呈波动趋势、MIS 5~MIS 1呈上升趋势，在末次间冰期以后上升速度加快，表明南海南部自MIS 5以来温跃层逐渐变浅，末次间冰期以后快速变浅(图 5c)。表层种和次表层种比值所反映的温跃层深度的变化也分为两个阶段(图 5a)，其变化规律与Δδ 18 O(P-G.r) (Δδ 18 O(P-G.s))基本呈对应关系。此外，利用Andreasen和Ravelo[20]转换函数估算的TX05站位处温跃层平均深度为159m，沉积柱顶部样品估算的温跃层深度为189m，共同度平均为0.83。从图 5中可以看出，表层种/次表层种的比值(图 5a)、利用转换函数计算的温跃层深度(图 5b)变化趋势和氧同位素差值(图 5c)的趋势基本一致：冰期时温跃层深度加深，混合层厚度增加，有利于表层种繁衍，因此表层种与次表层种比值变大；间冰期时，温跃层深度变浅，表层种生存空间被压缩，表层种和次表层种比值变小。因此，Andreasen和Ravelo[20]转换函数对南海南部TX05站位的温跃层深度进行的重建结果基本可以反映其MIS 8以来的变化情况。
上述记录显示，其涵盖的4个冰期-间冰期旋回中，从冰消期开始，温跃层深度逐渐变浅，至间冰期最大值时达到最浅(图 5)；从间冰期进入冰期的时候，温跃层深度逐渐变深，至冰期最大值时达到最深。究其原因，很可能是冰期时东亚冬季风增强，强盛的冬季风将南海北部水体向南吹移，加之此时南部巽他陆架可能岀露(图 1d)，爪哇海道变窄甚至关闭[33]，导致南海南部上层水体混合作用增强，温跃层变深；间冰期东亚冬季风减弱，夏季风增强，将南海南部表层水体向北吹移，致使南海南部上层水体混合作用减小，温跃层变浅[16]。此外，冰期海平面降低、间冰期海平面升高，这可能会对南海这种受厄尔尼诺-南方涛动(El Niño -Southern Oscillation，简称ENSO)影响的西太平洋边缘海的温跃层绝对深度产生影响，使得冰期-间冰期的不同时期温跃层深度对ENSO具有不同的响应[34, 35]。此前研究也显示，南海南、北温跃层深度的冰期-间冰期变化规律并不一致[34, 36]。因此，表明南海温跃层的变化可能受多种因素的共同影响。
3.3 古生产力变化上部海水的初级生产力受制于海水中营养盐水平的高低，温跃层的变化也会影响海水中的营养盐水平，进而对初级生产力产生影响。通常情况下，透光带中的营养盐会因为温跃层变浅而增加，进而使表层海水的生产力升高，反之则使表层海水的生产力降低[37]。浮游有孔虫表层水种G. ruber和次表层水种P. obliquiloculata的碳同位素差值(Δδ 13 C(G.ruber-P.obiliquloculata))与上部水体的营养盐和古生产力水平密切相关：当Δδ 13 C(G.r-P)较大时，指示上部水体营养盐水平较低；当Δδ 13 C(G.r-P)较小甚至接近于零时，则研究区上升流发育，营养盐水平较高[6, 22, 34]。
如图 6c所示，南海南部TX05站的Δδ 13 C(G.r-P)曲线大致指示冰期温跃层较深、营养水平降低，间冰期温跃层变浅、营养盐水平增高的趋势，这一点得到了浮游有孔虫群落和高生产力属种丰度的佐证。浮游有孔虫群的绝对丰度以及在南海北部指示高生产力的次表层水种N. dutertrei的百分含量也大致呈现了间冰期高、冰期低的特征(图 6b和6a)。然而，指示上升流的高生产力属种G. bulloides的百分含量整体相对较低( < 2 %)，且不具明显的冰期-间冰期变化，可能表明尽管温跃层变浅，但却未及至产生上升流的程度。长期变化上，TX05站的Δδ 13 C(G.r-P)、浮游有孔虫绝对丰度和N. dutertrei百分含量，以倒数第二个冰消期为界，都呈现了两次阶段性的上升趋势(图 6)。
|
图 6 TX05站N. dutertrei和G.bulloides百分比(a)、浮游有孔虫群绝对丰度(b)以及表层种和次表层种碳同位素差值指示的古生产力变化(c) Fig. 6 Percentage of N. dutertrei and G.bulloides (a), absolute abundance of planktonic foraminiferall fauna (b) and Δδ 13 C(G.r-P) indicating paleoproductivity change (c) at Site TX05 |
东亚季风的强弱变化对南海南部古生产力的升高或降低有重要影响[33]。冰期时温度降低，全球冰量增大，海平面下降，尽管南海南部巽他陆架大面积出露，使得研究站位离陆地更近(见图 1a、1b和1d)，但可能由于强盛的东亚冬季风将表层海水吹向南部，而此时南端海道阻塞，因此大量海水在南海南部滞留、堆积，从而使得南海表层海水压制了次表层水，富含营养的次表层海水无法及时上涌补充表层海水，进而导致表层生产力降低。在间冰期，南海南部表层海水被强盛的夏季风向北吹移，引起富营养的次表层上涌至真光层中(但未完全出现上升流)，致使表层海水初级生产力增强[16]。因此，东亚夏季风可能是南海南部上部水体生产力的主要驱动力。当然，如前所述的对温跃层深度具有作用的因素，都可能对上部水体的古生产力水平产生影响。然而，我们发现，MIS 3作为一个暖期，其Δδ 13 C(G.r-P)值是8个氧同位素阶段中最小的(图 6)，表明此时可能是古生产力最高的时期，高于同为暖期的MIS 5期和MIS 7期，可能指示MIS 3期是南海南部MIS 8期以来夏季风较强盛的时期[38~42]。而MIS 7期作为暖期，Δδ 13 C(G.r-P)值比冰期MIS 6期的值都要高，说明在此期间古生产力水平水平较低，可能指示MIS 7期是南海南部27万年以来夏季风影响较弱的时期[43]。
4 结论(1) TX05钻孔AMS 14 C测年和浮游有孔虫氧同位素数据结合，清晰地显示了该钻孔的记录涵盖了MIS 8(大约27万年)以来的时段。
(2)G. ruber、G. sacculifer和P. obliquiloculata壳体δ 18 O整体呈现冰期-间冰期旋回，扣除全球冰量的影响后显示冰期-间冰期表层海水温差约为3.4℃、温跃层海水温差约为3.7℃。
(3) TX05站MIS 8以来δ 13 C呈逐渐变重的趋势，总体上也具有冰期-间冰期旋回的特征，且在间冰期时比其前一个冰期时重。G. sacculifer比G. ruber壳体δ 13 C值重，可能是南海南部反映初级生产力的叶绿素含量的最大值并不在表层、而表层和深层初级生产力都较低的缘故。
(4)Δδ 18 O(P-G.r) (Δδ 18 O(P-G.s))、浮游有孔虫表层种/次表层种比值、以及温跃层转换函数计算的结果均表明南海南部TX05站27万年来温跃层呈阶段性逐渐变浅的趋势，且在冰期时较深、间冰期时较浅。Δδ 13 C(G.r-P) (Δδ 13 C(G.s-P))、浮游有孔虫群绝对丰度和N. dutertrei百分含量指示的古生产力与温跃层深度记录具有相似的变化，即以倒数第二个冰消期为界的两次阶段性的上升、以及冰期低、间冰期高的特征，可能与冰期-间冰期差异逐渐增大背景下的东亚冬、夏季风的强化有关。
致谢 编辑部主任杨美芳和两位评审专家严谨、细致而富有建设性的意见让本文在质量和形式上均得以大大提升，在此一并表示感谢。
| 1 |
Sijinkumar A V, Clemens S, Nath B N et al. δ 18 O and salinity variability from the Last Glacial Maximum to recent in the Bay of Bengal and Andaman Sea. Quaternary Science Reviews, 2016, 135: 79-91. DOI:10.1016/j.quascirev.2016.01.022 |
| 2 |
Wang P X, Li Q Y, Tian J et al. Monsoon influence on planktiCδ 18 O records from the South China Sea. Quaternary Science Reviews, 2016, 142: 26-39. DOI:10.1016/j.quascirev.2016.04.009 |
| 3 |
Shakun J D, Lea D W, Lisiecki L E et al. An 800-kyr record of global surface ocean δ 18 O and implications for ice volume-temperature coupling. Earth and Planetary Science Letters, 2015, 426: 58-68. DOI:10.1016/j.epsl.2015.05.042 |
| 4 |
Jian Z M, Wang P X, Saito Y et al. Holocene variability of the Kuroshio Current in the Okinawa Trough, northwestern PacifiCOcean. Earth and Planetary Science Letters, 2000, 184(1): 305-319. DOI:10.1016/S0012-821X(00)00321-6 |
| 5 |
罗琼一, 金海燕, 翦知湣等. 南海现代浮游有孔虫的垂直分布及其古海洋学意义. 第四纪研究, 2015, 35(6): 1342-1353. Luo Qiongyi, Jin Haiyan, Jian Zhimin et al. Vertical distribution of living planktonic foraminiferal in the northern South China Sea and its paleoceanographic implications. Quaternary Sciences, 2015, 35(6): 1342-1353. |
| 6 |
叶黎明, 翦知湣, 金海燕等. 末次盛冰期以来印度尼西亚穿越流对东印度洋上部水体结构的影响. 第四纪研究, 2008, 28(3): 458-464. Ye Liming, Jian Zhimin, Jin Haiyan et al. Influence of Indonesian Throughflow on eastern Indian upper ocean structure since Last Glacial Maximum. Quaternary Sciences, 2008, 28(3): 458-464. |
| 7 |
李建如, 汪品先. 南海20万年来的碳同位素记录. 科学通报, 2006, 51(12): 1482-1486. Li Jianru, Wang Pinxian. A 200-ka carbon isotope record from the South China Sea. Chinese Science Bulletin, 2006, 51(14): 1780-1784. |
| 8 |
Yan X H, Ho CR, Zheng Q et al. Temperature and size variabilities of the western PacifiCwarm pool. Science, 1992, 258(5088): 1643-1645. DOI:10.1126/science.258.5088.1643 |
| 9 |
Morton B, Blackmore G. South China Sea. Marine Pollution Bulletin, 2001, 42(12): 1236-1263. DOI:10.1016/S0025-326X(01)00240-5 |
| 10 |
Wen D F, Guo H F, Ping S et al. Seasonal structures of upper layer circulation in the southern South China Sea from in situ observations. Journal of Geophysical Research, 2002, 107(11): 23-1-23-12. |
| 11 |
Tomoki T, Tang D Q, Toshio Y. Impacts of South China Sea Throughflow on the mean state and El Niño /Southern Oscillation as revealed by a coupled GCM. Journal of Oceanography, 2015, 71(1): 105-114. DOI:10.1007/s10872-014-0265-1 |
| 12 |
汪品先, 赵泉鸿. 十五万年来的南海. 上海: 同济大学出版社, 1995, 1-184. Wang Pinxian, Zhao Quanhong. The South China Sea since 150, 000 Years. Shanghai: Tongji University Press, 1995, 1-184. |
| 13 |
Werner A, Wai K W, Knut F D et al. Study of a wind front over the northern South China Sea generated by the freshening of the north-east monsoon. Boundary-Layer Meteorology, 2015, 157(1): 125-140. DOI:10.1007/s10546-015-0050-8 |
| 14 |
Cazenave A, Meyssignac B. Sea level: A review of present-day and recent-past change and variability. Journal of Geodynamics, 2012, 58(3): 96-109. |
| 15 |
Linsley B, Rosenthal Y, Oppo D W. Holocene evolution of the Indonesian Throughflow and the Western PacifiCwarm pool. Nature Geoscience, 2010, 3(8): 578-583. DOI:10.1038/ngeo920 |
| 16 |
徐建. 南海南部第四纪浮游有孔虫群与古气候变化. 上海:同济大学博士论文, 2004, 1-98. Xu Jian. Quaternary planktonic foraminiferall Assemblages in the Southern South China Sea and Paleoclimatic Variations. Shanghai: The Ph.D Dissertation of Tongji University, 2004, 1-98. |
| 17 |
Zhang P, Zuraida R, Xu J et al. Stable carbon and oxygen isotopes of four planktonic foraminiferall species from core-top sediments of the Indonesian Throughflow region and their significance. Acta Oceanologica Sinica, 2016, 35(10): 63-75. DOI:10.1007/s13131-016-0890-1 |
| 18 |
Bé A W H. An ecological, zoogeographical and taxonomiCreview of recent planktonic foraminiferal. In: Ramsay A T S ed. Oceanic Micropaleontology. London: AcademiCPress, 1977, 1-100.
|
| 19 |
Saito T, Thompson P R, Berger D. SystematiCIndex of Recent and Pleistocene planktonic foraminiferal. Tokyo: University of Tokyo Press, 1981, 1-190.
|
| 20 |
Andreasen D J, Ravelo A C. Tropical PacifiCOcean thermocline depth reconstructions for the Last Glacial Maximum. Paleoceanography, 1997, 12(3): 395-413. DOI:10.1029/97PA00822 |
| 21 |
Stuiver M, Reimir P J. Extended 14 Cdatabase and revised CALIB 3.0 14 C age calibration program. Radiocarbon, 1993, 35(1): 215-230. DOI:10.1017/S0033822200013904 |
| 22 |
田军. 南海ODP1143站有孔虫稳定同位素揭示的上新世至更新世气候变. 上海:同济大学博士论文, 2002, 1-99. Tian Jun. Plio-Pleistocene Climate Variations in Foraminiferal Stable Isotope Records at ODP Site 1143, South China Sea. Shanghai: The Ph.D Dissertation of Tongji University, 2002, 1-99. |
| 23 |
Tian J, Wang P X, Cheng X R et al. Astronomically tuned Plio-Pleistocene benthiCδ 18 O record from South China Sea and Atlantic-PacifiCcomparison. Earth & Planetary Science Letters, 2002, 203(3-4): 1015-1029. |
| 24 |
翦知湣, 王博士, 乔培军. 南海南部晚第四纪表层海水温度的变化及其与极地冰芯古气候记录的比较. 第四纪研究, 2008, 28(3): 391-398. Jian Zhimin, Wang Boshi, Qiao Peijun. Late Quaternary changes of sea surface temperature in the southern South China Sea and their comparison with the paleoclimatic records of polar ice cores. Quaternary Sciences, 2008, 28(3): 391-398. |
| 25 |
Petit J R, Jouzel J, Raynaud D et al. Climate and atmospheriChistory of the past 420, 000 years from the Vostok ice core, Antarctica. Nature, 1999, 399(6735): 429-436. DOI:10.1038/20859 |
| 26 |
Labeyrie L D, Duplessy J C, Blanc P L. Variations in mode of formation and temperature of oceaniCdeep waters over the past 125, 000 years. Nature, 1987, 327(6122): 477-482. DOI:10.1038/327477a0 |
| 27 |
Zachos J, Pagani M, Sloan L et al. Trend, rhythms, and aberrations in global climate 65Ma to present. Science, 2001, 292(5517): 686. DOI:10.1126/science.1059412 |
| 28 |
Wang P, Tian J, Cheng X et al. Carbon reservoir change preceded major ice-sheets expansion at Mid-Brunhes Event. Geology, 2003, 31(3): 239-242. DOI:10.11781/sysydz200303239 |
| 29 |
汪品先, 李前裕, 田军等. 从南海看第四纪大洋碳储库的长周期循环. 第四纪研究, 2015, 35(6): 1297-1319. Wang Pinxian, Li Qianyu, Tian Jun et al. Long-term cycles in carbon reservoir of the Quaternary ocean: A perspective from the South China Sea. Quaternary Sciences, 2015, 35(6): 1297-1319. |
| 30 |
Spero H J, Lea D W. The cause of carbon isotope minimum events on glacial terminations. Science, 2002, 296(5567): 522-525. DOI:10.1126/science.1069401 |
| 31 |
Cheng X R, Huang B Q, Jian Z M et al. Foraminiferal isotopiCevidence for monsoonal activity in the South China Sea: A present-LGM comparison. Marine Micropaleontology, 2005, 54(1): 125-139. |
| 32 |
黄良民. 南海不同海区叶绿素a和海水荧光值的垂向变化. 热带海洋, 1992, 11(4): 90-94. Huang Liangmin. Vertical variations of chlorophyll a and fluorescence values of different areas in South China Sea. Tropical Oceanology, 1992, 11(4): 90-94. |
| 33 |
Wang L J, Wang P X. Late Quaternary paleoceanography of the South China Sea: Glacial-interglacial contrasts in an enclosed basin. Paleoceanography, 1990, 5(1): 77-90. DOI:10.1029/PA005i001p00077 |
| 34 |
Tian J, Wang P X, Chen R H et al. Quaternary upper ocean thermal gradient variations in the South China Sea: Implications for East Asian monsoon climate. Paleoceanography, 2005, 20: PA4007. DOI:10.1029/2004PA001115 |
| 35 |
Oppo D W, Linsley B K, Rosenthal Y et al. Orbital and suborbital climate variability in the Sulu Sea, western tropical Pacific. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2003, 4(1): 1-20. |
| 36 |
Steinke S, Mohtadi M, Groeneveld J et al. Reconstructing the southern South China Sea upper water column structure since the Last Glacial Maximum: Implication for the East Asian winter monsoon development. Paleoceanography, 2010, 25: PA2219. DOI:10.1029/2009PA001850 |
| 37 |
Ravelo A C, Shackleton N J. Evidence for surface-water circulation changes at Site 851 in the eastern tropical PacifiCOcean. Proceeding of the Ocean Drilling Program, ScientifiCResults, 1995, 138: 503-514. DOI:10.2973/odp.proc.sr.138.126.1995 |
| 38 |
郑洪波, 杨文光, 贺娟. 南海的氧同位素3期. 第四纪研究, 2008, 28(1): 68-78. Zheng Hongbo, Yang Wenguang, He Juan. Marine isotope stage 3(MIS 3) of South China Sea. Quaternary Sciences, 2008, 28(1): 68-78. |
| 39 |
陈荣华, 翦知湣, 郑玉龙等. 南海中部浮游有孔虫通量的季节变化. 同济大学学报:自然科学, 2000, 28(1): 73-77. Chen Ronghua, Jian Zhimin, Zheng Yulong et al. Seasonal variations of the planktonic foraminiferall flux in the central South China Sea. Journal of Tongji University(Natural Science), 2000, 28(1): 73-77. |
| 40 |
Christian L, Takeshi N, Katsuya G et al. Late Quaternary vegetation and climate dynamics at the northern limit of the East Asian summer monsoon and its regional and global-scale controls. Quaternary Science Reviews, 2015, 116: 57-71. DOI:10.1016/j.quascirev.2015.03.012 |
| 41 |
陈萌莎, 黄宝琦, 钮耀成等. 南海北部17924站位氧同位素3期古海洋学变化. 第四纪研究, 2011, 30(2): 299-306. Chen Mengsha, Huang Baoqi, Niu Yaocheng et al. Paleoceanographic variation of the northern South China Sea from site 17924 during Marine Isotope Stage 3. Quaternary Sciences, 2011, 30(2): 299-306. |
| 42 |
黄宝琦, 杨文瑜. 南海北部氧同位素3期时上部海水结构的变化. 第四纪研究, 2006, 26(3): 436-441. Huang Baoqi, Yang Wenyu. Variations of upper water structure in MIS 3 from the northern South China Sea. Quaternary Sciences, 2006, 26(3): 436-441. |
| 43 |
Wang Y J, Cheng H, Edwards R L et al. Millennial and orbital scale changes in the East Asian monsoon over the past 224, 000 years. Nature, 2008, 451(7182): 1090-1093. DOI:10.1038/nature06692 |
② Institute of CenozoiCGeology and Environment, Department of Geology, Northwest University, Xi'an 710069;
③ School of Marine Sciences, Guangxi University, Nanning 530004;
④ Coral Reef Research Center of China, Guangxi University, Nanning 530004)
Abstract
In this study, oxygen(δ 18O)and carbon(δ 13C)isotopes are analyzed on shells of Globigerinoides ruber, Globigerinoides sacculifer and Pulleniatina obliquiloculata from sediments of a 778cm long gravity core that was retrieved at Site TX05(6°20.6'N, 111°16.2'E; water depth in 1750m)in the southern South China Sea(SCS). Absolute abundances of planktonic foraminiferal assemblages and relative abundance of some species are examined to give supplementary information. A total of 91 sediment samples were collected at 6cm intervals in the upper 260cm and at 10cm intervals from 260cm to 778cm. G. ruber is used as an indicator of surface water, G. sacculifer is considered as a deep mixed-layer dweller and P. obliquiloculata a thermocline/subsurface water dwelling species. IsotopiCprofiles of these species are thus jointly investigated to reconstruct evolutionary history of upper ocean thermal structure and paleoproductivity. The stratigraphy of this core is constrained by 5 AMS 14C dating points and 5 oxygen isotope stratigraphiCtie points. Together with countings of planktonic foraminiferall species, these isotopiCdata document a ca.270-ka history of depth of thermocline(DOT)and paleoproductivity in the southern SCS since marine isotope stage(MIS)8. The results show a larger glacial-interglacial amplitude of seawater temperature variation in the thermocline than in the sea surface, indicated by δ 18O records of G. ruber, G. sacculifer and P. obliquiloculata. The glacial-interglacial difference is ca.3.4℃ for sea surface temperature and ca.3.7℃ for thermocline temperature. Difference of shell δ 18O between surface and subsurface dwellers(△δ 18O(P.obiliquloculata-G.ruber))indicates a general shoaling trend of DOT, particularly remarkable since the penultimate deglaciation, and also shows shallower DOT in interglacials and deeper DOT in glacials. δ 13C of all the species shows an overall increasing trend, while higher values occur in interglacials than in anteceding glacials. Depleted δ 13C of the three species occurred almost synchronously and mostly during transitions of glacials to interglacials, except for during the transition of MIS 8~7, possibly due to insufficient sampling resolution. δ 13C profiles among species indicate that primary productivity may increase with water depth until ca.50m and then decrease in deeper water depths. In addition, difference of shell δ 13C between species(△δ 13C(G.r-P)), together with absolute abundance of planktonic foraminiferall assemblages and relative abundance of high-productivity species, indicates two stages of increasing in paleoproductivity interrupted during the penultimate deglaciation and suggests higher paleoproductivity in interglacials than in glacials. We ascribe changes in DOT and paleoproductivity mainly to intensifying of East Asian winter and summer monsoon under the general background of gradually increasing glacial-interglacial difference.