距今3~4百万年前(Ma)的上新世早期是地质历史上一个持续性暖期^[1]，处于一个强厄尔尼诺的状态^[2]，与21世纪末地球最有可能到达的温暖程度相近^{[1, 2]}。因此，研究该时期季风和洋流的强度变化历史，对于预测未来气候趋势和某些重要自然灾害的形成，有着至关重要的现实意义。印度-太平洋暖池作为气候系统强有力的“开关”，暖池的大小和温度的变化与厄尔尼诺-南方涛动现象密切相关，影响着全球气候的长期和短期变化^{[2, 3]}。因此，在上新世早期以来的古气候古环境研究中，印度洋-太平洋暖池的研究至关重要。作为印度洋-太平洋暖池系统的一部分，印尼贯穿流(Indonesian Throughflow，简称ITF)是全球唯一的低纬洋间流，在热带甚至全球气候系统的变化中起着重要的作用^[3]。研究印尼贯穿流的变化历史及其和厄尔尼诺-南方涛动系统的关系，也成为古海洋学、古气候学研究的热点之一^[3]。

由于复杂的构造历史，很难从印度尼西亚群岛区域获得坚实的生物地理学和沉积学证据来重建印尼贯穿流的历史变化^[3]。相较而言，澳大利亚西海岸带(西澳海岸)位于印度洋太平洋暖池的边缘，是研究印尼贯穿流历史的理想地区^[4]。印尼贯穿流驱动西澳海岸的暖水团自北向南移动，形成南半球唯一向南流动的印度洋东边界流——利文暖流(Leeuwin Current)^{[5, 6]}。印尼贯穿流的开关和强弱变化，都会影响到西澳海岸的冷暖流配置，从而对该区域的气候和环境变化带来巨大影响^[7]。西澳海岸珊瑚礁和沉积物中的生物化石地理指数已经充分证明了印尼贯穿流在轨道尺度上对利文暖流的控制作用^{[8, 9]}。但由于材料所限，澳大利亚西北地区长尺度的记录仍然罕见^{[10, 11]}。国际大洋发现计划(IODP)356航次于2015年钻取了西澳海岸南纬18°~28°的6个站位共约4300m的沉积岩芯^[10]，为研究西澳海岸气候和印尼贯穿流强度的变化历史提供了宝贵的材料。

我们当前对晚新生代气候变化的认知很大程度源自海洋沉积物中的无机同位素信息^{[12, 13]}。生物标志物有着特定的环境与生物地球化学指示意义，又具有结构稳定、不易受物理化学作用再改造的特点^[14~16]，近二、三十年来已经有诸多高效的分子生物标志物广泛应用于海洋生态环境演化历史的重建^[17~19]。例如，长链烯酮是一种含有2~4个双键和37~39个碳原子骨架的直链不饱和烯酮，主要由颗石藻Emiliania huxleyi^[20]和Gephyrocapsa oceanica^[21]生产。由于藻类生产的长链烯酮的双键数量与环境温度呈正相关关系，表征这种关系的长链烯酮不饱和度(U₃₇^K′)已成为指示海洋古温度的主要指标之一，并得到非常广泛的应用^{[22, 23]}。除此之外，不同的长链烯酮生产藻产生的C₃₇和C₃₈长链烯酮的相对比例有着较为显著的差异^{[24, 25]}，例如，E. huxleyi生产的长链烯酮C₃₇/C₃₈比值在0.9~2.2之间^{[24, 25]}，而G. oceanica生产的长链烯酮C₃₇/C₃₈比值在0.6~0.8之间^[25]。因此，长链烯酮C₃₇/C₃₈比值也可以表征颗石藻的种属变化情况，从而反映古海洋洋流配置和环境变化。正构烷烃是一种广泛存在于沉积物中的生物标志物^[19]。一般而言，正构烷烃的长链组分(n-C_27~33)主要来自于高等植物，而短链组分(n-C_15~20)则主要来自于浮游藻类^[19]。因此，利用正构烷烃链长的分布特征(如∑C₂₁⁺/∑C₂₁^-指标)，可直观表征历史时期高等植物和浮游藻类对海洋沉积物的相对贡献^[26~28]。同时，正构烷烃的碳优势指数(Carbon Preference Index，简称CPI)可以用来检测沉积物的成熟度和受油气污染的情况^[29]，从而避免对正构烷烃数据的错误解读。

本次研究利用IODP356航次钻取的沉积岩芯，重建了4Ma来的西澳海岸南北区域的海表温度、长链烯酮生产藻种属演变和陆源高等植物输入变化的历史。同时，通过分析南北区域的海洋生态演变历史的异同性及其与印尼贯穿流的强弱、澳大利亚大陆气候变化的相关性，系统探讨该区域气候的时空变化模式。

2015年7月至9月，IODP356航次在西澳海岸南北区域钻取了自南而北的6个站位(U1459~U1464站位，跨越南纬18°~28°，见图 1和表 1)的沉积岩芯。其中，U1459和U1460站位位于珀斯盆地北部(南部站位)，U1461~U1464站位位于北卡那封盆地和罗巴克盆地(中部和北部站位)。每个站位的定年结果由古生物微体化石与有孔虫相结合的生物地层学和古地磁地层学来完成^[10]，所有站位的沉积物均覆盖了4Ma的沉积记录。本文所研究的海洋沉积物为航次过程中现场采取的10~25cm厚的海洋沉积物经过挤压排出孔隙水的沉积物，共126个(表 1)。我们将相邻站位样品(站位U1459和U1460，U1461和U1462，U1463和U1464，分别命名为南部、中部和北部站位)的数据根据各自的定年结果换算后^[10]进行合并，最终获得南部、中部和北部3个站位的数据。由于样品的分辨率较低，且沉积岩芯的定年结果本身有不可避免的年代学误差，本文仅讨论较长时间尺度的变化。同时，在1.0~1.5Ma之间，U1461站位曾经发生过一次地质滑坡事件，被命名为Gorgon Slide^[10]，使得这段沉积物是一个很短的时间点迅速堆积形成，导致中部站位在该时期年代学误差比较大；但只要把中部站位1~2Ma的数据作为一个整体来讨论，即可避免该地质滑坡事件对数据的影响。

图 1(Fig. 1)

图 1 洋流和采样站位图，修改自文献[10] 其中，印度-太平洋暖池用黄色阴影标出，暖流和寒流分别用红色和蓝色箭头标出，采样站位U1459~U1464用黄色五角星标出；对比研究站位ODP763A(20°35′S，112°12′E)用绿色五角星标出[30] Fig. 1 Map of the current setting and the drilling locations, modified by reference[10]. Yellow shading indicates the Indo-Pacific Warm Pool. The red and blue arrows indicate warm and cold currents. Yellow stars indicate the drilling locations of sites U1459~U1464 and green star indicates the drilling location of the ODP site 763A[30]

表 1(Table 1)

表 1 采样站位信息和分析样品数 Table 1 Information on the drilling locations and the number of samples analyzed 站位 纬度 经度 水深 /m 钻取最大深度 /m 分析 样品数 U1459 28°40′S 113°35′E 156.8 219.5 11 U1460 27°22′S 112°55′E 214.5 306.6 31 U1461 20°13′S 115°04′E 127.2 879.2 38 U1462 19°49′S 115°43′E 87.2 398.3 13 U1463 18°58′S 117°37′E 145.8 399.0 20 U1464 18°04′S 118°38′E 260.0 300.7 13

表 1 采样站位信息和分析样品数 Table 1 Information on the drilling locations and the number of samples analyzed

沉积物样品在航次过程中取得后一直处于低温状态保存，航次结束后在实验室完全冷冻干燥，并用玛瑙研钵磨成均匀的粉末。然后，取出30g左右的样品，用体积比1 : 9的甲醇和二氯甲烷混合抽提液超声抽提30分钟，转移出抽提液，重复上述抽提过程3次。全部抽提液旋转蒸发至近干，转移至玻璃管后用氮气吹至全干。接着，往吹干后的抽提物中加入氢氧化钾甲醇溶液(6 %)进行皂化后，用正己烷萃取出中性组分，并用柔和氮气流将中性组分吹至近干。然后将中性组分转移到100目活化硅胶装填的硅胶柱上，分别用正己烷和甲醇洗脱得到非极性组分洗脱液(包含正构烷烃)和极性组分洗脱液(包含长链烯酮)，并在柔和氮气流下吹干。非极性组分直接用正己烷重新溶解定容，进行色谱分析；而极性组分需要用100μL的BSTFA和30μL的二氯甲烷衍生化后，吹干后用正己烷重新溶解定容，进行色谱分析。色谱分析在安捷伦7890A气相色谱仪上进行，使用60m的DB-1MS毛细管柱，高纯氮气作为载气，火焰离子检测器检测。非极性组分所使用的升温程序为：进样口温度290℃，初始温度60℃下保留2分钟，后以10℃/分钟速率升温至300℃后恒温40分钟结束。极性组分所使用的升温程序为：进样口温度300℃，初始温度80℃下保留2分钟，后以15℃/分钟速率升温至310℃后恒温40分钟结束。我们通过实验室标准样品根据出峰时间鉴定所有正构烷烃和长链烯酮(图 2)，并通过外标法换算获得各化合物的浓度。

图 2(Fig. 2)

图 2 西澳海岸典型沉积物样品的长链烯酮(a)和正构烷烃(b)的色谱图 (a)来自1461B岩芯的样品，(b)来自1463B岩芯的样品 Fig. 2 Chromatograms of alkenones (a) and n-alkanes (b) in representative sediment samples from the Western Australia Shelf

长链烯酮所用的公式如下^[20]：

(1)

(2)

公式(1) 和(2) 中C_x:y为碳链长度为x的双键数量为y的长链烯酮的浓度。原先的C₃₇/C₃₈比值公式包含C_37:3和C_38:3组分(C₃₇/C₃₈=(C_37:2+C_37:3)/(C_38:2+C_38:3))^[20]，但这批样品的C_38:含量较低，不易辨认(图 2a)，所以在计算C₃₇/C₃₈的时候同时省略了C_37:3和C_38:3，公式简化为C₃₇/C₃₈=C_37:2/C_38:2。其中，C_38:2烯酮有醛基位置不同的两种异构体，因此公式中C_38:2指的是两个异构体的浓度之和。部分样品中仅能检测到微弱的C_37:2而没有C_37:3检出。对于这样的样品，我们不予计算U₃₇^K′但保留C₃₇/C₃₈的数据。

正构烷烃所用的公式如下^{[26, 29]}：

(3)

(4)

公式(3) 和(4) 中C_i为碳链长度为i的正构烷烃的浓度。

所有生物标志物浓度的测定应用了外标法，实验误差约为样品浓度本身的5 %，而该误差对基于比值的指标的影响不大。样品的短链烷烃部分常常包含在“鼓包”之中(图 2b)，导致短链烷烃浓度的分析相对而言不准确，但对长链正构烷烃浓度和∑C₂₁⁺/∑C₂₁^-等指标影响不大。U₃₇^K′和海表温度的转换公式为：海表温度=(U₃₇^K′-0.039)/0.034^[20]，一般认为，由U₃₇^K′换算的海表温度的误差约为±0.5℃^[22]，这个误差可能随着U₃₇^K′逼近1时由于C_37:3浓度误差增大而略微增大，但不会超过1℃，远小于本文样品的海表温度波动范围。

从长链烯酮的U₃₇^K′指标我们可以看到，西澳海岸不论是北部(图 3b)还是中部(图 3c)站位，海表温度在2~4Ma都有下降的趋势，而南部站位(图 3d)在2~4Ma之间数据点太少，无法得到明确的结论。相对而言，比较明显的是，中部和北部点位还记录下了几个降温事件(图 3b和3c蓝色阴影)，而这些降温事件在附近ODP763A站位基于Mg/Ca海表温度^[30](图 3b和3c蓝色阴影)和全球底栖有孔虫的δ¹⁸O曲线^[13](图 3a蓝色阴影)中都能观察到。2~4Ma西澳海岸的降温除了受到全球的降温背景的影响以外^[13]，印尼贯穿流在该时期减弱或停止也减少了印度-太平洋暖池从北部带来的热传输，同时本格拉上升流(Benguela Upwelling)北移，导致了这些站位海表温度的进一步下降^[7,9]。从1.6Ma开始，北部站位的海表温度开始上升(图 3b)，这个事件在中部和南部站位都没有相应的记录，可能和分辨率有关，因为中部和南部在1~2Ma这个时期都只有3~4个数据点(图 3c和3d)。另一种可能是，此时印尼贯穿流的强度较弱^{[7, 8]}，对西澳海岸海表温度的影响仅停留在北部区域。

图 3(Fig. 3)

图 3 4Ma来西澳海岸不同站位的C37长链烯酮的浓度变化以及海表温度的变化(b，c，d)与全球底栖有孔虫的δ 18 O曲线[13] (a)的对比 (b)和(c)中红色曲线为ODP763A站位Mg/Ca重建的海表温度[30]，(a)、(b)和(c)中蓝色阴影指示2~4Ma的几个寒冷时期；(c)中黄色阴影部分指示无长链烯酮检测的时期，层位上对应Gorgon Slide[10]；(b)、(c)和(d)中灰色阴影指示0~1Ma的暖期，橙色和蓝色箭头指示3个站位0~1Ma冷暖事件在年代学上的区别 Fig. 3 Variations in C37 alkenone concentrations and sea surface temperature from the northern (b), middle (c) and southern (d) sites of the Western Australia Shelf over the last 4Ma. Global benthic δ 18 O curve (a) is shown for comparison[13]. Red curves in (b) and (c) are sea surface temperature record from the nearby ODP site 763A[30]. Blue shadings in (a), (b)and (c) indicate cold periods at 2~4Ma. Yellow shading in (c) indicates period of no alkenone occurrence, which is synchronous with the Gorgon Slide section. Grey shadings in (b), (c)and (d) indicate warm periods within 0~1Ma through the Western Australia Shelf. Orange and blue arrows indicate the difference in the timing of the cold and warm periods at 0~1Ma

从1Ma开始，在一次降温事件之后，3个站位的海表温度都开始上升(图 3b、3c和3d)，该上升对应着印尼贯穿流的增强^{[7, 8]}。此时，西澳海岸的海表温度抬升至与4Ma相近的水平，而这与全球的温度变化并不一致^[13]。可能的原因在于，随着印尼贯穿流的增强，大量的暖水团从低纬度传输到澳大利亚西岸，致使该地区普遍额外升温，并维持在较高的水平，一定程度上偏离了全球温度的变化趋势。1Ma开始的降温和升温事件自北而南有一定的滞后。例如，北部站位在0.9Ma开始升温，而中部站位大约为0.8Ma，南部站位更晚，大约0.7Ma(图 3b、3c和3d)。这3个站位的升温事件，都很好地对应了较高的C₃₇长链烯酮的含量。这种较好的一致性，说明尽管时间上有滞后，这3个站位的升温应该是同一个因素控制的结果，即印尼贯穿流的增强。各站位温度上升的非同时性，可能和定年误差有关^[10]，也有可能是由于印尼贯穿流增强的过程中，对北部的影响较早而对南部的影响较晚有关，但我们的低分辨数据暂时无法确定哪一个才是真正的原因。同时，我们发现所有站位在0.5Ma以来，都记录了一个海表温度下降的事件(图 3)，我们推测其可能属于西澳海岸某次冰期，而这个推断需要今后更精准的定年和更高分辨率的数据来限定，这里不予深入讨论。

在这个章节，我们主要通过研究西澳海岸北部、中部和南部站位的C₃₇/C₃₈比值的区别和联系(图 4)，讨论不同站位生产长链烯酮的颗石藻种属的交流状况，及其对印尼贯穿流强弱的指示作用。在1~4Ma，3个站位的C₃₇/C₃₈比值虽然有所变化，但仍相对稳定(图 4a)。北部站位的C₃₇/C₃₈比值从4Ma的1.3上升到2.5Ma的1.5并在1~2.5Ma维持在1.5左右；中部站位的C₃₇/C₃₈比值在1~4Ma维持在0.7左右，处于较低的水平；南部站位C₃₇/C₃₈比值在1~4Ma维持在1.0左右。这3个站位在1~4Ma的不同且稳定的C₃₇/C₃₈比值充分说明了在这个时间段，3个站位的颗石藻种属互有差异，并且之间没有交流。中部站位的C₃₇/C₃₈比值最低，更能证明站位间无交流的情况，因为一旦中部站位的颗石藻和北部或者南部站位有交流，其C₃₇/C₃₈比值都应该更高。因此，3个站位的C₃₇/C₃₈比值皆为站位当地颗石藻种属的信号，不同的C₃₇/C₃₈比值表明不同的颗石藻种属组成，而这可能与各站位所处的不同海洋环境条件(温度、营养盐、陆源输入等)相关。从1Ma开始，中部站位的C₃₇/C₃₈比值从0.7上升到1.5，南部站位的C₃₇/C₃₈比值也有所上升，在1.1~1.5之间波动，而北部站位的C₃₇/C₃₈比值下降到1.2左右并重新回到1.5左右(图 4a)。3个站位在0~1Ma间C₃₇/C₃₈比值相近的现象表明，3个站位的颗石藻种属在该时期交流较为剧烈。

图 4(Fig. 4)

图 4 西澳海岸北部、中部和南部站位4Ma来的长链烯酮C37/C38比值(a)以及北部和中部两个站位的C37/C38比值差(b)的变化 (a)红色、绿色和灰色曲线分别代表北、中、南部站位的三点平均的曲线；(b)北部和中部站位的比值差由两组数据进行0.1Ma的间隔重新差值之后相减获得，红色虚线表征了由比值差确定出的3个时期 Fig. 4 Variations in C37/C38 ratio from the northern(red dots and 3-point average line), middle(green dots and 3-point average line)and southern(grey dots and 3-point average line)sites of the Western Australia Shelf (a) and the difference of C37/C38 ratio from the northern and middle sites (b) over the last 4Ma. The ratio difference is calculated by the pre-intercepted records with 0.1Ma resolution. Red dash lines in (b) roughly indicate three periods in the ratio difference

为了进一步说明这个问题，我们将中部和北部站位两条C₃₇/C₃₈比值的数据根据分辨率调整成为相同的0.1Ma的间隔之后再进行相减，从而得到这两个站位的C₃₇/C₃₈的差值(图 4b)。由于定年的不确定性，这种计算方法将带来一定的年代学误差，因此，我们接下来仅仅讨论该差值的在长时间尺度(> 0.5Ma)的变化。整体而言，北部和中部站位的C₃₇/C₃₈差值表现为，2.5~4Ma处于中等水平(0.6左右)，1~2.5Ma处于较高水平(1.0左右)，而0~1Ma在一个非常低的水平(0左右)，这与印尼贯穿流的变化一致^[7]。过去的研究表明，印尼贯穿流从4Ma开始就存在，导致印度洋-太平洋生物类群迁移到澳大利亚西北部^[7]。但此时的印尼贯穿流强度有限，处于相对较弱于0~1Ma但仍强于1~2.5Ma的状态。1~2.5Ma，澳大利亚西北部没有印度洋-太平洋生物类群，表明贯穿流减弱或者不存在^[7]。在印尼贯穿流较弱或者关闭的情况下，利文暖流处于较弱水平或者消失，北部站位的物质和生物种属和中部站位的交流较弱或基本无交流，而北部站位和中部站位的颗石藻种属组成有较大差别，导致了1~2.5Ma两个站位的C₃₇/C₃₈差值最大。在1~1.5Ma期间，北部和中部两个站位的C₃₇/C₃₈差值较大(图 4)，北部站位海表温度上升而中部站位和南部站位并未观测到升温时间(图 3)，有可能当时印尼贯穿流较弱^[7]，只能影响到北部站位，导致了南部和中部站位该次升温事件的缺失。1Ma以来，两个站位的C₃₇/C₃₈的差值几乎为0，表明北部站位和中部站位的物质和生物种属的交流异常强烈。过去的研究也表明，该阶段印尼贯穿流形成并加强，启动了利文暖流，澳大利亚西北部与印度洋太平洋生物分类群交换强烈^[7]，这与我们的结果一致。

在我们进一步讨论高等植物输入贡献的历史变化之前，油气污染以及沉积物成熟过程对正构烷烃信号的改造作用必须先排除。通过IODP356航次对沉积物中甲烷的现场分析^[10]，U1461站位的沉积物的甲烷浓度在1.8~2.5Ma上升到了25000 ppmv。在这个时期，样品的CPI值在1.2~4.4之间，多数大于3，说明其成熟度不高(图 5c)。除此之外，其他沉积物中的甲烷含量都小于10 ppmv，这表明了这些样品没有受到油气的污染。同时，各个站位的CPI数据，没有表现出随着年代的增加逐步减小的趋势(图 5)，说明不同时间段的沉积物成熟度差异不大，对正构烷烃数据的影响可以忽略不计。长链正构烷烃的浓度本身表征了各点位的高等植物输入的绝对贡献，数据本身可能会含有较大误差。基于正构烷烃的∑C₂₁⁺/∑C₂₁^-比值表征的是高等植物输入的相对贡献，误差较小。然而，由于浮游藻类不仅有来自海洋的贡献，还有可能来自陆地水体中的藻类，因此在使用∑C₂₁⁺/∑C₂₁^-比值反演陆源输入的时候，要考虑到这个方法的局限性。不过，由于∑C₂₁⁺/∑C₂₁^-指标和长链正构烷烃的浓度的变化特征相似(图 5)，可以认为长链正构烷烃的浓度和∑C₂₁⁺/∑C₂₁^-都很好地表征了陆源高等植物输入的贡献。

图 5(Fig. 5)

图 5 4Ma来西澳海岸北部(b)、中部(c)和南部站位(d)的长短链正构烷烃的浓度(彩色圆点)、CPI指数(白色圆点)以及∑C21+/∑C21-比值(三角)的变化与(a)北部和中部两个站位的C37/C38比值差表征的印尼贯穿流强度(蓝色曲线)和澳大利亚干湿程度示意图(红色虚线，无纵坐标值)[37]的对比图 (b)、(c)和(d)中阴影部分为陆源高等植物输入较低的时期 Fig. 5 Variations in concentrations of long-chain and short-chain n-alkanes (color dots), CPI values(white dots)and the ∑C21+/∑C21- ratio(triangles)from the northern (b), middle (c) and southern (d) sites of the Western Australia Shelf over the last 4Ma. The grey shadings indicate periods of low terrestrial plant organic input. The ITF strength inferred from the difference of C37/C38 ratio from the northern and middle sites(blue line)and the Australia continental aridity record(red dashed line)are also included (a) for comparison

北部站位的∑C₂₁⁺/∑C₂₁^-比值在0.7~1.8Ma和2.6~4.0Ma两个时期处于高值，表征较高的陆源高等植物输入，在0~0.7Ma和1.8~2.6Ma两个时期处于低值，表明较少的陆源输入(图 5b)。中部站位的陆源高等植物输入的变化和北部站位较为一致(图 5c)。然而，南部站位的∑C₂₁⁺/∑C₂₁^-比值在0~1.1Ma和1.9~2.6Ma较高而在1.1~1.9Ma和2.6~3Ma较低，表现出和北部站位以及中部站位相反的变化特征(图 5d)，而这种反相位的变化是无法用定年误差来解释的。海平面变化、构造事件以及研究站位离陆地远近等要素对这些站位的影响应该是一致的，因此无法用来解释西澳海岸南北站位的陆源高等植物输入差异性。鉴于陆地径流增强会直接增加对西澳海岸的陆源输入，澳大利亚南北地区干湿变化的差异性也有可能导致了我们所观测到的南北站位的陆源输入差异性。澳大利亚夏季风在12月至3月为澳大利亚大陆北部(南纬25°以北)提供大量降水^{[31, 32]}，向南方急剧下降^[33]。相反，澳大利亚大陆南部的降水主要来自冬季风产生的降水^{[31, 32]}。现今，尽管整个澳大利亚大陆的干湿变化比较一致，澳大利亚西北部分布有灌木林，中部主要是沙漠而南部和东南部则又分布有灌木林^[35~37]。因此，北部和中部站位(澳大利亚西北部)受到大陆的湿润性气候影响，而南部站位(澳大利亚中部)受到沙漠的干旱性气候影响^{[10, 35~37]}。根据澳大利亚季风和物质输送的路径，大部分的陆源物质主要输送到澳大利亚大陆的西北端。因此，北部和中部站位的陆源输入主要反映澳大利亚大陆的整体干湿情况，而南部站位主要反映澳大利亚西南部的区域干湿状况。北部和中部站位的陆源高等植物输入在0~0.7Ma和1.8~2.6Ma处于较低水平(图 5b和5c)，这与过去研究重建的澳大利亚大陆的两个较干旱的时间段(0~1Ma和1.8~2.3Ma)是对应的^[37](图 5a)。这种相关性进一步支持了我们的观点。不同环境对不同区域性气候的复杂响应模式，有可能导致我们观察到的陆源高等植物输入的差异性。

澳大利亚大陆的干湿情况和澳大利亚季风的变化相关，因为较强的季风必然会带来更多的水汽输入^{[31, 32]}。基于上述讨论，我们可以通过对比中部和北部站位的∑C₂₁⁺/∑C₂₁^-比值和C₃₇/C₃₈比值差，来研究季风影响下的澳大利亚大陆干湿变化和印尼贯穿流的关系。2.5~4Ma的印尼贯穿流的强度弱于0~1Ma但仍强于1~2.5Ma(图 5a)，此时澳大利亚大陆处于较湿润的状态(图 5)。2~2.5Ma印尼贯穿流强度较弱或者不存在(图 5a)，而在2.5Ma左右，澳大利亚大陆有一个迅速干旱的时期(图 5)。气候模型研究也表明，印尼贯穿流在2~2.5Ma的减弱或者关闭降低了整个澳大利亚北部大陆湿度^[35]，与我们观察到的现象相符。1~2Ma印尼贯穿流的强度仍处于很弱的状态(图 5a)，但北部和中部站位的陆源高等植物输入大幅增加(图 5b和5c)，而澳大利亚大陆的湿度从2~2.5Ma的事件中恢复到之前的水平(图 5a)，这表明这个时期除了澳大利亚大陆湿度增加，还可能有别的因素导致了陆源高等植物输入的进一步增加。0~1Ma北部站位的陆源高等植物输入的减少(图 5b和5c)，和澳大利亚大陆的湿度变化一致(图 5a)^[37]，这与澳大利亚大陆东南地区记录的从1.3Ma开始至今的一个持续的干旱事件相对应^[38]。此时，印尼贯穿流的完全开启并加强(图 5a)，这表明，2~2.5Ma印尼贯穿流的减弱或者关闭降低了整个澳大利亚北部大陆湿度^[35]，但0~1Ma印尼贯穿流的增强并未改善澳大利亚大陆的干湿情况^[37]。这种现象可能表征了该区域不同时期的气候驱动机制的改变。

本次研究重建了西澳海岸自南而北的6个站位(U1459~U1464)4Ma来的西澳大利亚南北区域的海表温度、生产长链烯酮的颗石藻种属和陆源高等植物输入的变化历史。结果表明：

(1) 整个西澳海岸的海表温度在2~4Ma表现出逐步下降的趋势以及几个较为明显的降温事件，这些现象和临近海域海表温度数据以及全球底栖有孔虫的δ¹⁸O曲线有着较好的对应。0~1Ma西澳海岸整体升温，这可能与印尼贯穿流的开启和增强带来的区域额外升温相关。

(2) 长链烯酮C₃₇/C₃₈比值表明，1~4Ma北部、中部和南部这3个站位的生产长链烯酮的颗石藻没有交流，而0~1Ma交流较为剧烈，该变化与印尼贯穿流强度的变化相一致。

(3) 北部站位和中部站位的陆源输入在0.7~1.8和2.6~4Ma的两个时期处于高值，在0~0.7和1.8~2.6Ma处于低值。然而，南部站位的陆源输入和中部北部站位有着相反的变化特征。这样的差异性可能由不同环境对不同区域性气候的复杂响应模式所致。我们进一步探讨了澳大利亚大陆的季风影响下的干湿情况和印尼贯穿流变化的关系。结果表明，2~2.5Ma印尼贯穿流的减弱或者关闭降低了整个澳大利亚北部大陆湿度，但0~1Ma印尼贯穿流的增强并未改善澳大利亚大陆的干湿情况。这种现象可能表征了表明了该区域不同时期的气候驱动机制的改变。

本次研究对低分辨率的样品进行了测试分析，由于分辨率的不足，部分高值期常常只有一两个数据点，后续研究很可能会对现今的结论进行修正。随着今后高分辨的记录以及其他生物标志物的分析，将更好揭示研究区的古生态古环境的变化。

致谢: 感谢IODP356航次和科学家和工作人员，这项工作得到中国IODP办公室以及国家自然科学基金青年项目(批准号：41503090) 和浙江省自然科学基金一般项目(批准号：LY15D030001) 共同资助。