2018, Vol.38
2 青岛海洋地质研究所, 山东 青岛 266071;
3 青岛海洋科学与技术国家实验室, 海洋地质过程与环境功能实验室, 山东 青岛 266061;
4 南方科技大学海洋科学与工程系, 广东 深圳 518055;
5 青岛海洋科学与技术国家 实验室, 海洋矿产资源评价与探测技术功能实验室, 山东 青岛 266061)
海洋中碳的循环过程和机制是全球变化研究的关键科学问题之一。初级生产力通过生物泵效应影响着有机质在海洋中的垂向输送，控制着CO2在海洋和大气之间的分配[1~2]。颗粒有机碳沉降和埋藏过程中的分解作用[3]，导致有机碳从海洋表层初级生产到海底埋藏的效率十分低(只有约0.1 %的碳保存下来[4])。冲绳海槽作为西太平洋的弧后盆地，陆源物质输入量大，海洋初级生产力较高，是东亚大陆边缘重要的碳汇。受东亚季风、西部边界流黑潮等环境因素的影响，加之持续的陆源输入，使得冲绳海槽成为研究晚第四纪以来有机质源汇过程与古环境演化的理想区域。
冲绳海槽有机质的来源，除了海洋初级生产力外，还有长江、黄河以及台湾河流等陆源输入[5~7]。前人已通过多种指标，恢复了冲绳海槽晚第四纪以来古生产力演化[8~9]，以及陆源碎屑沉积物的输入过程[10~12]，发现冲绳海槽初级生产力和陆源物质输入受到黑潮、东亚季风等因素的制约。东亚季风、黑潮暖流通过季风降雨、黑潮搬运、热量传输等方式影响着冲绳海槽陆源碎屑供应、古生产力演化过程[13~14]，从而成为控制冲绳海槽有机质来源主要因素[5, 7]。
除东亚季风、黑潮等因素外，东海陆坡上升流也是控制有机质来源的重要因素。近年的研究发现，冲绳海槽南部陆坡由于受地形的影响，常年发育气旋式涡旋，在150 m深度发育上升流[15]，上升流可将海洋底层的营养物质向上输运，导致初级生产力增强[16]，使得上升流成为控制冲绳海槽区域有机质来源的重要因素。以往的研究在有机质形成机制，特别是东海陆坡上升流的作用方面存在一定不足，鲜有探讨。本文选择冲绳海槽中南部上升流易发区OKT12孔样品，通过有机碳氮含量及碳同位素等指标，示踪16 ka以来有机质的来源及其对上升流演化的响应，试图在有机质控制因素等方面取得新的认识。
1 研究材料与方法 1.1 研究材料OKT12孔长度为4.68 m，位于东海陆架-冲绳海槽环流体系的冲绳海槽中南部(26.05°N，125.34°E)，水深1924.53 m。该孔是青岛海洋地质研究所2014年利用海大号科学考察船取得的重力活塞柱状样。黑潮是流经冲绳海槽最主要的流系(图 1)，控制着本区域的海洋环境。OKT12孔主要由灰黑色粘土质粉砂组成，岩性整体比较均匀，1.36~1.48 m处发育火山灰层。其他层位未见结构、粒度有明显变化。根据表 1的浮游有孔虫AMS 14C测年结果推测，火山灰层的年龄大致在6.8~7.3 ka，与冲绳海槽及日本区域广泛分布的K-Ah火山灰层具有可对比性，如日本湖泊沉积记录K-Ah火山灰层年龄在7.3 ka[17]。
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图 1 东海陆架-冲绳海槽环流体系及OKT12孔位置(据Dou等[11]改绘) Fig. 1 Circulation system of the East China Sea shelf, the Okinawa Trough[11] and location of the core OKT12 |
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表 1 冲绳海槽OKT12孔AMS 14C测年结果 Table 1 AMS 14C age of the core OKT12 in the Okinawa Trough |
(1) AMS 14C测年
测年样品以30 cm间隔取样，共选取了12个层位的浮游有孔虫，在美国Beta实验室完成AMS 14C测年。使用CALIB7.0.4软件校正到日历年龄，考虑到冲绳海槽一直与太平洋连通，我们选择了标准的海洋校正数据库进行校正。400 a的大气与海水间的全球碳储库差异由程序自动减去。得到的AMS 14C年龄如表 1所示。
本文使用的年代数据均为日历年龄，根据获得的控制点深度和AMS 14C年龄，进行线性内插和外推获得所有沉积物样品的年龄。值得注意的是，深度387 cm和417 cm这两层位，年代相近但存在倒转，我们力求357~447 cm之间的层位沉积速率的差别最小，因而去除417 cm层位的年代倒转的样品。依据沉积物沉积速率，外插计算得到OKT12孔底部的年龄在16.30 ka左右，建立岩芯基本年代框架。OKT12孔16~10 ka阶段沉积速率最高，在33.7~51.7 cm/ka之间，之后逐渐呈阶梯状下降，10 ka以来沉积速率下降到18.1~24.3 cm/ka(图 2)。
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图 2 OKT12孔沉积速率、平均粒径、干容重、TOC含量、TOC堆积速率、δ13C、TOC/TN比值和总氮(TN)含量 Fig. 2 Sedimentary rate, mean grain size, density, TOC content, TOCMAR, δ13C value, TOC/TN ratio and TN content of the core OKT12 |
(2) 粒度
粒度分析以2 cm为取样间距，对总共234个样品进行测试分析。首先取适量沉积物样品经双氧水和稀盐酸浸泡处理，除掉有机质和碳酸盐，洗盐，用六偏磷酸钠((NaPO3)6)溶液经超声波分散后，采用英国马尔文(MALVERN)公司生产的Mastersizer-2000型激光粒度分析仪上进行沉积物粒度测试。该仪器的测量范围为0.02~2000 μm，偏差＜1 %，重现性ϕ50＜1 %。对得到的测量数据使用矩法计算了粒度参数。
(3) 沉积物干容重
沉积物干容重采用环刀法测量。使用的环刀直径2 cm、高2 cm，体积约为6.28 cm3。取样时将环刀插入沉积物湿样中，使沉积物均匀充满环刀而不露出，烘干后称量沉积物的干重。以大约4 cm间隔在4.68 m长的OKT12孔中选取117个层位样品进行测量。干容重的计算公式如下：
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测试在中国海洋大学海洋地球科学学院海底科学与探测技术教育部重点实验室完成。
(4) 有机碳氮含量、碳同位素
以大约4 cm间隔，选取117个层位样品进行有机碳氮、碳同位素分析。取一定量的沉积物样品，加入4 mol/L盐酸至过量，反应24 h。用去离子水洗酸至中性，将样品置于烘箱内60 ℃烘干，恒重后称量，研磨成粉末，过60目的筛子。准确称取约10 mg粉末样品，用4×6锡杯包样，用有机元素分析仪-稳定同位素质谱仪联机(Flash EA 1112 HT-Delta V Advantages，Thermo公司)测定沉积物中总有机质碳(TOC)、总氮(TN)和δ13CTOC值。载气He流速90 ml/min，反应管温度960 ℃，色谱柱温度50 ℃。TOC、TN值的分析精度为± 0.2 %。
δ13CTOC值以PDB国际标准作为参考标准，δ13CTOC值按以下公式计算：
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式中，R(13C/12 CVPDB)为国际标准物VPDB(Vienna Peedee Belemnite)的碳同位素丰度比值。测试在国家海洋局第三海洋研究所海洋与海岸带地质实验室完成，δ13CTOC值的分析精度为± 0.2‰。
为了恢复初级生产力变化，利用干容重、TOC含量、沉积物速率等参数，计算了TOC通量变化，计算公式如下：
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OKT12孔沉积物主要由粘土质粉砂组成，平均粒径在5.9~7.7ϕ(图 2)。粒度最粗层位在7.4 ka左右，最细在12.1 ka左右。16~12 ka阶段平均粒径逐渐变细，12~7 ka阶段平均粒径逐渐变粗，7 ka以来平均粒径基本稳定在6.5~7.1ϕ范围内波动。干容重在0.72~1.10 g/cm3范围内变化，自下向上有轻微降低趋势；TOC堆积速率与沉积速率变化趋势类似，在16~10 ka阶段较高，可达0.41~0.76 g/cm2 ·ka；10~7 ka期间逐渐降低，7 ka以来基本保持在0.10~0.24 g/cm2 ·ka范围内。OKT12孔在1.36~1.48 m处TOC、δ13C等指标变化很小或几乎没有变化(图 2)，表明火山灰层对OKT12孔含量影响不大。
依据沉积速率、TOC堆积速率和δ13C变化，将OKT12孔分为3个变化阶段(图 2)，阶段3 (16~10 ka)，阶段2 (10~7 ka)和阶段1 (7~0 ka)。δ13C在16~10 ka阶段稳定在-21.3‰左右，10~7 ka时负偏至-25.1~-23.7‰，7 ka以来δ13C偏重，在-24.7‰~-15.3‰之间，主要在-22.3‰~18.2‰。TOC/TN比值与δ13C大致相似，但不同步，TOC/TN比值在15 ka之前稳定在11.9左右，之后开始增大，在13.2~19.2之间；6 ka后值又降低至6.5~7.9。TN含量在0.05 %~0.14 %之间，10~7 ka时较低，整体自下向上有降低趋势，与TOC堆积速率变化趋势类似。
3 讨论 3.1 有机质含量变化的影响因素海洋中沉积有机质的来源包括河流输入的陆源有机质，以及初级生产力产生的海源有机质两部分。冲绳海槽陆源有机质主要通过长江、黄河及台湾河流搬运输入[6~7, 18]，受陆源物质供应量、有机质的含量等因素影响。OKT12孔TOC堆积速率与沉积物粒度变化并不同步(图 2)，其变化规律遵循西太平洋表层生产力变化的总趋势，主要受到陆源营养盐输入的制约，即冰期时陆源输入量大，生产力相对较高，间冰期相对较低[9, 19~20]。
沉积物的底质类型是影响有机质的保存的重要因素[21]。细颗粒物特别是粘土矿物，可以通过吸附作用富集有机质，有机质含量与粘土粉砂含量有着明显的正相关，表层沉积物的粒径越小，有机碳和总氮的含量越高[22~24]。OKT12孔自上而下，随着沉积物粒度变细，TOC含量具有增加的趋势(图 2)。这一现象是边缘海沉积物普遍存在，如长江口、黄东海陆架表层沉积物也有发现[22~24]。河口或陆架环境强烈的水动力作用会导致颗粒发生分选，有机质在不同的颗粒间进行重新分配，可以影响陆源和海源有机质的输运和分布[25~26]。然而，通过相关分析发现，OKT12孔3个阶段TOC含量与平均粒径的相关性并不好(图 3)，可能与两方面原因有关：一是冲绳海槽沉积环境与河口、陆架相比，沉积水动力较弱，对沉积物粒度的分选作用小；另一方面可能与OKT12孔粒径整体偏小有关，平均粒径在5.9~7.7ϕ之间，粒径间区别不大，主要由细颗粒的粘土质粉砂组成。因此，可以判断沉积物粒度对TOC含量变化影响不大。此外，δ13C在16~10 ka和10~7 ka两个时间段含量非常稳定，而平均粒径有起伏变化，由于样品标样和重复样测试不存在问题，可以排除样品测试问题，δ13C、TN等指标与粒度的相关性整体较差(图 3)，进一步说明粒度对OKT12孔有机质含量影响较弱。
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图 3 OKT12孔沉积物粒度、TOC、TN、δ13C、TOC/TN的相关性 Fig. 3 Correlation of sediment grain size, TOC, TN, δ13C, and TOC/TN of the core OKT12 |
通常情况下，海洋沉积有机质在沉积过程中会受到有氧呼吸、反硝化等再矿化作用，早期成岩的分解过程可能对有机质的δ13C产生较大影响，TOC/TN比值会在生物利用的过程中发生变化[27~28]。微生物再矿化等过程可以造成有机质TOC/TN比值与δ13C值变低[29~30]。通过分析发现，OKT12孔中并没有出现上述现象。此外，δ13C与TOC/TN，TOC与TN，δ13C与TOC之间相关性并不好(图 3)，表明早期成岩作用对OKT12孔δ13C、TOC/TN比值的影响较小。综上认为，有机质的来源是影响OKT12孔TOC含量和碳同位素组成的主要因素。
3.2 末次冰消期以来有机质来源有机碳同位素δ13C和TOC/TN比值已被广泛应用于判别沉积有机质的来源[6, 31~36]。冲绳海槽南部的沉积有机质部分来自东海内陆架，通过沿岸流横向将沉积物输运至冲绳海槽[6]。台湾物质也是冲绳海槽有机质的重要物源，由地震、台风、季风降雨引起台湾山脉快速剥蚀[37~38]，每年大约有1.3×106 t化石碳从台湾向海洋输送，其中只有不到15 %在风化过程中被氧化[18]。此外，海洋浮游生物也是冲绳海槽有机质的潜在物源。陆源C3植物、C4植物、长江河口、东海内陆架沉积物、台湾河流悬浮体、海洋浮游生物等构成了OKT12孔有机质潜在的物源端元。上述端元的δ13C和TOC/TN比值有明显区别：一般认为，陆源高等C3植物具有较负的δ13C (-22‰~-33‰)，平均在-27‰左右；C4植物偏正，平均值在-13‰左右；陆源有机质TOC/TN比值较高，一般＞15；海源有机质δ13C在-19‰~-21‰，TOC/TN比值5~7[3, 39]。以往诸多研究证实，中国大陆植物以C3植物为主[40]，自末次冰消期以来也是如此[41~43]。云南洱海碳同位素记录表明14.7 ka以来C4植物显著减少，全新世早期降到最低，晚全新世虽然有所扩张，C3植物仍然占据主导地位[41]；黄土高原剖面的研究也认为末次冰期时几乎为纯粹的C3植物，全新世为C3植物占优势的C3和C4混合植被类型[42]；此外，南海北部沉积记录指示末次冰期以来C3与C4植物混合存在，末次冰期C4植物相对较多，全新世植被类型总体上以C3植物为主[43]。因此，本文将陆源C3植物作为冲绳海槽有机质的一个重要端元。中国北方210种C3植物的δ13C值变化在-21.9‰~-32.0‰之间，90 %以上集中在-24‰~-30‰的范围内，平均值为-27.1‰ [44]。中国大陆和台湾是研究区C3植物重要来源。
Giorgio和France[45]通过统计得出，海源浮游生物的δ13C值在-16‰~-24‰之间；东太平洋浮游生物δ13C值范围为-23.3‰~-18.4‰ [46]；西北太平洋北赤道流区浮游生物δ13C值在-22.5‰~-19.1‰ [47]之间。台湾河流悬浮体δ13C值在-22‰~-28‰，TOC/TN比值5.2~9.3[48]。
OKT12孔δ13C和TOC/TN比值的3个阶段的显著差别，表明不同阶段有机质具有不同的来源。通过端元对比发现，阶段3 (16~10 ka)样品与长江河口相近，阶段2 (10~7 ka)偏向陆源C3植物源，阶段1 (7~0 ka)与台湾河流悬浮体、海源浮游生物源有机质相近(图 4)。
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图 4 OKT12孔有机质来源判别图 端元值数据来源：陆生植物[49]；长江河口[50]；东海内陆架[6]；海源浮游生物[39]；台湾河流悬浮体和台湾基岩[48] Fig. 4 Discrimination plots of organic matter source of the core OKT12. Data source of end-members: terrestrial plants[49]; Changjiang estuary[50]; the East China Sea inner shelf[6]; marine phytoplankton[39]; Taiwan rivers suspended sediment and base rock[48] |
OKT12孔δ13C值和TOC/TN比值最接近长江河口和东海内陆架沉积物，但河口和内陆架沉积物均是陆源C3植物和海源浮游生物混合而成[6]，二者本身是混源，在端元贡献的计算中不具有意义，所以不作为端元使用。陆源植物和海源浮游生物是有机质的直接端元，由于中国大陆主要以C3植物为主[40]，选择陆源C3植物作为端元。台湾物质是冲绳海槽有机质不可忽视的来源，台湾河流悬浮体具有高的化石碳含量，有机碳同位素主要受到流域岩性的控制，基岩化石碳δ13C值在-25.4‰~-19.7‰ [48]，与陆源C3植物和浮游生物的δ13C值有明显区别，可以作为一个有效的有机碳端元。因此，本文选取陆源C3植物、海源浮游生物以及台湾河流悬浮体作为OKT12孔3个主要物源端元，定量计算不同来源有机质的贡献。
OKT12孔数据点与各端元对比发现(图 4)，OKT12孔δ13C值和TOC/TN比值基本在陆源C3植物、海源浮游生物以及台湾河流悬浮体三端元范围内。因此，可以以三端元δ13C值和TOC/TN比值为端点，进行定量计算。通常情况下，海源浮游生物的δ13C值在-16‰~-24‰ [45]，海源有机质δ13C在-19‰~-21‰ [3, 39]，为了使尽可能多的数据点参与计算，同时避免个别层位的端元贡献值出现负值，我们将海源浮游生物δ13C的最高值-16‰作为端元值。陆源C3植物、海源浮游生物和台湾河流悬浮体δ13C端元值分别为-27‰、-16‰和-25.4‰，对应的TOC/TN值分别为27、7和5.3。计算公式如下：
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其中，fC3、fm、ftw分别代表C3植物、海源、台湾河流悬浮体在总有机质中所占比例；δ13Csample代表OKT12孔的δ13C，其中δ13CC3、δ13Cm和δ13Ctw分别代表C3植物、海源和台湾河流悬浮体端元的δ13C值；rsample代表OKT12孔的TOC/TN比值，rC3、rm和rtw分别代表C3植物、海源和台湾河流悬浮体端元的TOC/TN比值。经计算检验，选择-16‰作为海源生物的端元值，与选择-19‰~-21‰作为端元值计算出的结果差别并不大，垂向变化趋势也基本一致。
16 ka以来陆源C3植物、海源浮游生物和台湾河流悬浮体端元贡献变化如图 5所示。阶段3 (16~10 ka)δ13C值主要在-21.1‰~-21.9‰、TOC/TN比值在11.6~16.7的范围内变化，此阶段陆源C3植物和海源浮游生物是沉积有机质的主要来源，陆源C3植物的贡献可达25.2 %~44.7 %，海源有机质占据43.9 %~52.0 %，台湾物质4.6 %~27.3 %。阶段2 (10~7 ka)的有机碳同位素δ13C值最低为-25.1‰，而TOC/TN比值最高达19.2(图 3)，陆源C3植物和台湾河流悬浮体是有机质的主要来源。此阶段，随着海平面的上升，黑潮加强搬运大量台湾物质进入冲绳海槽[10~11]，台湾源有机碳贡献增加，最高可达53.1 %。而陆源C3植物贡献相对稳定，在35.3 %~44.1 %之间。阶段1 (7~0 ka)有机碳同位素δ13C主要分布在-18‰~-22‰、TOC/TN比值在6.4~7.9之间，有机质以海源浮游生物为主，台湾来源为辅，前者贡献在14.5 %~90.9 %之间，后者贡献在8.5 %~60.4 %之间。陆源C3植物贡献在7~5 ka期间急剧下降(＜10 %)。
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图 5 OKT12孔16 ka以来有机质各端元贡献变化 陆源C3植物贡献、海洋浮游生物贡献、台湾河流悬浮体贡献对比海平面变化[51~52]、沉积速率和TOC堆积速率 Fig. 5 Organic matter contribution change of end-members of the core OKT12 since 16 ka. Contribution of terrestrial C3 plants, marine plankton and Taiwan river suspended sediment with sea level changes[51~52], sedimentation rate and TOCMAR |
陆源河流输运可以将陆源C3植物带入冲绳海槽，上升流可以通过营养盐供应影响着海源浮游生物的初级生产，黑潮可以搬运台湾河流悬浮体至冲绳海槽，因此，3个端元贡献可代表 3种不同搬运方式：陆源C3植物代表陆源物质的河流搬运、台湾河流悬浮体代表黑潮动力搬运、海源浮游生物代表上升流引起的初级生产力变化，3个端元含量变化指示着不同搬运过程的强弱变化。
3.3 有机质来源对于古环境演化的响应16~10 ka低海平面时期[51~52]，河流输入可以携带大量陆源有机质进入冲绳海槽，导致陆源C3植物贡献较大(图 5)，这一现象在冲绳海槽南部ODP1202孔生物标志物也有体现[53]。值得注意的是，该时期海源浮游生物贡献高达43.9 %~52.0 %，可能是由陆源物质输入带来的营养盐导致海洋初级生产力升高引起[9, 19]，陆源输入和海洋初级生产共同作用下，使得该时期TOC堆积速率较高。此阶段冲绳海槽黑潮较弱，Mg/Ca比值指示的海水表层温度(SST)出现低值，黑潮向北延伸纬度也不高[54~56]，因此台湾河流悬浮体贡献较小(图 5)。
10 ka以来，季风降雨、地震、台风等因素导致台湾岛剥蚀速率极高[37~38]，对冲绳海槽的沉积环境产生影响[57]。黑潮强度与北半球辐射量同步增加，黑潮指示种P. obliquiloculata堆积速率增加，海水表层温度SST逐渐上升，黑潮成为冲绳海槽的主要流系[58~59]。黑潮的加强将富含化石碳的台湾沉积物搬运至冲绳海槽[60]，台湾河流悬浮体贡献快速增加(图 5)。
此外，黑潮属寡营养盐水体[61]，黑潮的加强使得长江等河流输入又被黑潮水障阻挡[62]，营养盐的跨陆架输运较少，导致初级生产力下降。值得注意的是，此阶段长江源输入的减少并未导致陆源C3植物的贡献降低，这可能与此时强烈潮流作用有关，将富含陆源C3植物陆架沉积物带入冲绳海槽[10~12]；也可能与OKT12孔所处的位置有关：OKT12孔位于东海陆坡的下部(水深接近2000 m)，末次冰消期以来海平面上升，由长江等河口位置迁移引起的陆源C3植物供给的变化，不足以导致OKT12孔陆源C3植物贡献量发生明显降低。
7~0 ka阶段长江和东海陆架物质输入减少[10~12]，导致陆源C3植物贡献降低，TOC堆积速率处于低值。7~4 ka海源浮游生物的贡献显著增加并占主导，在4 ka以来与台湾河流悬浮体贡献呈现彼此消长的关系，与上升流增强的影响有关(图 5和图 6)。
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图 6 全新世台湾河流悬浮体贡献，黑潮指示种P. obliquiloculata堆积速率[54]、海洋浮游植物贡献、上升流指示种G. bulloides堆积速率[54]与东西太平洋表层海水温度差ΔSST[69]对比 Fig. 6 Comparisons of Taiwan river suspended sediment contribution, accumulation rate of Kuroshio Current indicator P. obliquiloculata[54], contribution of marine plankton, accumulation rate of upwelling indicator G. bulloides[54] with ΔSST of East and West Pacific[69] |
早全新世黑潮加强[59, 63~64]，对于OKT12孔沉积物有机质来源具有重要影响：一方面，黑潮可以使台湾陆源物质源源不断输入至冲绳海槽[10~11]，表现为7 ka以来台湾河流悬浮体贡献与黑潮指示种堆积速率[54]具有较好一致性(图 6)；另一方面，黑潮加强使得冲绳海槽上升流的更加活跃，对有机质含量变化产生重要影响。冲绳海槽上升流是由黑潮次表层水在陆坡受地形阻隔上涌引起[15]，其发育受黑潮强弱/流轴位置的变化影响[15, 65~66]。研究表明，东海陆坡上升流从底层向上输运的营养盐远比长江、黄河等河流输入多[61]，上升流的变化可以使得有机质含量发生波动。因此，当上升流活跃时，可以成为影响冲绳海槽有机变化的主要因素。7 ka以来，OKT12孔海洋浮游植物贡献量与上升流指示种G. bulloides堆积速率[54]基本同步变化(图 6)，表明中全新世以来有机质的变化并不是由陆源输入引起，上升流成为生产力的主控因素，海洋浮游植物贡献量可以成为上升流变化的替代指标。因此，OKT12孔7~4 ka海源浮游生物贡献显著增大，指示上升流增强，初级生产增强；4 ka以来贡献量减小，指示上升流减弱。
研究发现，黑潮强度和黑潮延伸纬度与ENSO具有同步变化趋势[14]。全新世早中期的La Niña状态下，东亚夏季风增强，黑潮强度逐渐增强；全新世晚期ENSO活动增强，对应El Niño状态下，黑潮强度减弱[67~68]。受黑潮影响，上升流也与ENSO具有可对比性(图 6)。4 ka以来，赤道太平洋由La Niña状态向El Niño状态转变[69~70]。在La Niña状态下，黑潮输运较强，入侵较弱，主流轴位置偏向海一侧，有利于气旋式涡旋和上升流的发育；El Niño的发生可能导致4 ka以来黑潮输运减弱，继而导致黑潮向东海陆架的入侵增强，黑潮主流轴向岸一侧移动，气旋式涡旋和上升流的发育受到抑制[15~16, 66, 71]。冲绳海槽之前的研究也发现，当ITCZ北移、La Niña事件发生时黑潮增强，上升流可以将更多营养物质带到表层，刺激生产力的勃发[72]。冲绳海槽其他研究也证实，3 ka以来生产力的增强是受到El Niño活动增强的影响，黑潮减弱而长江冲淡水的作用增强导致营养物质供应的增加[73]。综上分析，4 ka以来上升流减弱，可能与ENSO活动增强有关，增强的ENSO可以通过控制黑潮输运，影响着黑潮入侵强度和主流轴迁移，进而影响气旋式涡旋和上升流的发育(图 7)。
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图 7 冲绳海槽黑潮、上升流发育模式 Fig. 7 Formation modes of the Kuroshio Current and upwelling in the Okinawa Trough |
通过对OKT12孔有机碳氮含量及碳同位素等指标的分析，探讨了16 ka以来冲绳海槽中南部有机质来源及其对上升流演变，结果如下：
(1) 16 ka以来冲绳海槽中南部OKT12孔的沉积速率、TOC堆积速率和δ13C等指标呈三阶段变化。δ13C值在16~10 ka阶段稳定在-21.3‰左右；10~7 ka阶段负偏至-25.1‰~-23.7‰；7~0 ka偏重，在-22.5‰~-15.3‰之间。TN值的变化趋势与δ13C相反。沉积速率与TOC堆积速率变化趋势一致，自16 ka以来逐渐降低。
(2) 16~10 ka阶段OKT12孔有机质主要来自陆源C3植物和海源浮游生物，该时期陆源物质输入较强，具有较高的初级生产力；10~7 ka阶段台湾河流悬浮体贡献显著增大，反映黑潮的增强；7 ka以来，OKT12孔沉积有机质以海源浮游生物源贡献为主，指示受上升流控制，海洋初级生产力增强。
(3) 海洋浮游植物贡献量可以成为上升流变化的替代指标。OKT12孔7~4 ka海源浮游生物贡献显著增大，指示上升流增强，初级生产增强；4 ka以来贡献量逐渐减小，指示上升流的减弱。4 ka以来上升流减弱可能与ENSO活动增强有关，ENSO可以通过控制黑潮入侵强度和主流轴迁移，影响上升流的发育。
致谢: 编辑部主任杨美芳和评审专家严谨、细致而富有建设性的意见让本文在质量和形式上均得以较大提升，在此一并表示感谢。
| [1] |
Broecker W S. Ocean chemistry during glacial time. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1982, 46(10): 1689-1705. DOI:10.1016/0016-7037(82)90110-7 |
| [2] |
Berger W H, Wefer G. Productivity of the glacial ocean:Discussion of the iron hypothesis. Limnology & Oceanography, 1991, 36(8): 1899-1918. |
| [3] |
Meyers P A. Organic geochemical proxies of paleoceanographic, paleolimnologic, and paleoclimatic processes. Organic Geochemistry, 1997, 27(5-6): 213-250. DOI:10.1016/S0146-6380(97)00049-1 |
| [4] |
焦念志, 张传伦, 李超等. 海洋微型生物碳泵储碳机制及气候效应. 中国科学:地球科学, 2013, 43(1): 1-18. Jiao Nianzhi, Zhang Chuanlun, Li Chao et al. Controlling mechanisms and climate effects of microbial carbon pump in the ocean. Science China:Earth Sciences, 2013, 43: 1-18. |
| [5] |
Kao S J, Dai M H, Wei K Y et al. Enhanced supply of fossil organic carbon to the Okinawa Trough since the last deglaciation. Paleoceanography, 2008, 23(2): PA2207. DOI:10.1029/2007PA001440 |
| [6] |
Kao S J, Lin F J, Liu K K. Organic carbon and nitrogen contents and their isotopic compositions in surficial sediments from the East China Sea shelf and the southern Okinawa Trough. Deep Sea Research Part Ⅱ:Topical Studies in Oceanography, 2003, 50(6-7): 1203-1217. DOI:10.1016/S0967-0645(03)00018-3 |
| [7] |
Shao H, Yang S, Cai F et al. Sources and burial of organic carbon in the middle Okinawa Trough during Late Quaternary paleoenvironmental change. Deep Sea Research Part Ⅰ:Oceanographic Research Papers, 2016, 118: 46-56. DOI:10.1016/j.dsr.2016.10.005 |
| [8] |
常凤鸣. 冲绳海槽晚更新世-全新世的古环境演化[D]. 青岛: 中国科学院研究生院(海洋研究所)博士论文, 2004: 69~81 Chang Fengming. Paleoenvironment Evolution in the Okinawa Trough during the Late Pleistocene and Holocene[D]. Qingdao: The Doctoral Dissertation of Institute of Oceanology, Chinese Academy of Science, 2004: 69-81. http://cdmd.cnki.com.cn/Article/CDMD-80068-2004121256.htm |
| [9] |
邢磊, 赵美训, 张海龙等. 冲绳海槽中部过去15 ka来浮游植物生产力和种群结构变化的生物标志物重建. 科学通报, 2008, 53(12): 1448-1455. Xing Lei, Zhao Meixun, Zhang Hailong et al. Biomarker reconstruction of phytoplankton productivity and community structure changes in the middle Okinawa Trough during the last 15 ka. Chinese Science Bulletin, 2008, 53(12): 1448-1455. DOI:10.3321/j.issn:0023-074X.2008.12.014 |
| [10] |
Dou Y, Yang S, Liu Z et al. Provenance discrimination of siliciclastic sediments in the middle Okinawa Trough since 30 ka:Constraints from rare earth element compositions. Marine Geology, 2010, 275(1-4): 212-220. DOI:10.1016/j.margeo.2010.06.002 |
| [11] |
Dou Y, Yang S, Shi X et al. Provenance weathering and erosion records in southern Okinawa Trough sediments since 28 ka:Geochemical and Sr-Nd-Pb isotopic evidences. Chemical Geology, 2016, 425: 93-109. DOI:10.1016/j.chemgeo.2016.01.029 |
| [12] |
Wang J, Li A, Xu K et al. Clay mineral and grain size studies of sediment provenances and paleoenvironment evolution in the middle Okinawa Trough since 17 ka. Marine Geology, 2015, 366: 49-61. DOI:10.1016/j.margeo.2015.04.007 |
| [13] |
Chang Y-P, Chen M-T, Yokoyama Y et al. Monsoon hydrography and productivity changes in the East China Sea during the past 100, 000 years:Okinawa Trough evidence (MD012404). Paleoceanography, 2009, 24(3): PA3208. DOI:10.1029/2007PA001577 |
| [14] |
Zheng X, Li A, Kao S et al. Synchronicity of Kuroshio Current and climate system variability since the Last Glacial Maximum. Earth and Planetary Science Letters, 2016, 452: 247-257. DOI:10.1016/j.epsl.2016.07.028 |
| [15] |
Wu C R, Lu H F, Chao S Y. A numerical study on the formation of upwelling off northeast Taiwan. Journal of Geophysical Research Oceans, 2008, 113: C08025. DOI:10.1029/2007JC004697 |
| [16] |
Gong G C, Shiah F K, Liu K K et al. Spatial and temporal variation of chlorophyll a, primary productivity and chemical hydrography in the southern East China Sea. Continental Shelf Research, 2000, 20(4-5): 411-436. DOI:10.1016/S0278-4343(99)00079-5 |
| [17] |
Hiroyuki K, Hitoshi F, Toshio N et al. AMS 14C dating of varved sediments from Lake Suigetsu, Central Japan and atmospheric 14C change during the Late Pleistocene. Radiocarbon, 1995, 37(2): 371-378. DOI:10.1017/S0033822200030848 |
| [18] |
Hilton R G, Galy A, Hovius N et al. Efficient transport of fossil organic carbon to the ocean by steep mountain rivers:An orogenic carbon sequestration mechanism. Geology, 2011, 39(1): 71-74. DOI:10.1130/G31352.1 |
| [19] |
窦衍光, 杨守业, 唐珉等. 冲绳海槽中部28 ka以来陆源物质输入和古环境演化的生源组分记录. 第四纪研究, 2011, 31(2): 236-243. Dou Yanguang, Yang Shouye, Tang Min et al. Using biogenic components to decipher the terrigenous input and paleoenvironmental changes over the last 28 ka in the middle Okinawa Trough. Quaternary Sciences, 2011, 31(2): 236-243. |
| [20] |
Fang D Y, Jian Z M, Wang P X. The paleoproductivity recorded in the Southern Nansha area for about 30 ka. China Science Bulletin, 2000, 45: 1227-1230. DOI:10.1007/BF02886085 |
| [21] |
石学法, 胡利民, 乔淑卿等. 中国东部陆架海沉积有机碳研究进展:来源、输运与埋藏. 海洋科学进展, 2016, 34(3): 313-327. Shi Xuefa, Hu Limin, Qiao Shuqing et al. Progress in research of sedimentary organic carbon in the East China Sea:Source, dispersal and sequestration. Advance in Marine Science, 2016, 34(3): 313-327. |
| [22] |
吕艳美, 葛晨东, 高抒等. 长江口水下三角洲表层沉积物有机质分布特征. 第四纪研究, 2012, 32(6): 1132-1139. Lü Yanmei, Ge Chendong, Gao Shu et al. Distribution pattern of organic matter in the surficial sediment over the Changjiang subaqueous delta. Quaternary Sciences, 2012, 32(6): 1132-1139. |
| [23] |
于培松, 薛斌, 潘建明等. 长江口和东海海域沉积物粒径对有机质分布的影响. 海洋学研究, 2011, 29(3): 202-208. Yu Peisong, Xue Bin, Pan Jianming et al. Impact of sediment grain size on the distribution of organic matter in Changjiang River estuary and East China Sea. Journal of Marine Sciences, 2011, 29(3): 202-208. |
| [24] |
张生银, 李双林, 董贺平等. 南黄海中部表层沉积物中多环芳烃分布特征及来源分析. 中国环境科学, 2013, 33(7): 1263-1270. Zhang Shengyin, Li Shuanglin, Dong Heping et al. Distribution and molecular composition of organic matter in surface sediments from the central part of south Yellow Sea. China Environmental Science, 2013, 33(7): 1263-1270. |
| [25] |
Wakeham S G, Canuel E A, Lerberg E J et al. Partitioning of organic matter in continental margin sediments among density fractions. Marine Chemistry, 2009, 115(3): 211-225. |
| [26] |
Wang J, Yao P, Bianchi T S et al. The effect of particle density on the sources, distribution, and degradation of sedimentary organic carbon in the Changjiang estuary and adjacent shelf. Chemical Geology, 2015, 402(9): 52-67. |
| [27] |
Hedges J I, Oades J M. Comparative organic geochemistries of soils and marine sediments. Organic Geochemistry, 1997, 27(7-8): 319-361. DOI:10.1016/S0146-6380(97)00056-9 |
| [28] |
Sun M Y, Zou L, Dai J et al. Molecular carbon isotopic fractionation of algal lipids during decomposition in natural oxic and anoxic seawaters. Organic Geochemistry, 2004, 35(8): 895-908. DOI:10.1016/j.orggeochem.2004.04.001 |
| [29] |
Wu Y, Zhang J, Li D J et al. Isotope variability of particulate organic matter at the PN section in the East China Sea. Biogeochemistry, 2003, 65(1): 31-49. DOI:10.1023/A:1026044324643 |
| [30] |
张成君, 张菀漪, 樊荣等. 湖泊环境早期成岩作用对沉积物中有机质C/N和碳同位素组成的影响. 地球环境学报, 2012, 3(4): 1005-1012. Zhang Chengjun, Zhang Wanyi, Fan Rong et al. Early diagenesis impacting C/N and organic isotopic compositions in the lacustrince sediments. Journal of Earth Environment, 2012, 3(4): 1005-1012. DOI:10.7515/JEE201204010 |
| [31] |
刘卫国, 王政, 李祥忠. 内源贡献对青海湖碳同位素指标量化的影响. 第四纪研究, 2016, 36(3): 623-629. Liu Weiguo, Wang Zheng, Li Xiangzhong. The contribution of aquatic plants to sedimentary n-alkanes δ13C values using to qualify compositions of terrigenous plants in Lake Qinghai on the northeastern Qinghai-Tibetan Plateau. Quaternary Sciences, 2016, 36(3): 623-629. |
| [32] |
贾红娟, 汪敬忠, 秦小光等. 罗布泊地区晚冰期至中全新世气候特征及气候波动事件. 第四纪研究, 2017, 37(3): 510-521. Jia Hongjuan, Wang Jingzhong, Qin Xiaoguang et al. Climate and abrupt events recorded in the Lop Nur region from Late Glacial to the Middle Holocene. Quaternary Sciences, 2017, 37(3): 510-521. |
| [33] |
孙伟伟, 沈吉, 张恩楼等. 日本大沼湖沉积物碳氮比值、有机碳同位素特征及其近400年的古气候环境意义. 第四纪研究, 2014, 34(6): 1306-1313. Sun Weiwei, Shen Ji, Zhang Enlou et al. Characteristics of organic stable carbon isotope and C/N ration of sediments in Lake Onuma, Japna and their environmental implicationd for the last 400 years. Quaternary Sciences, 2014, 34(6): 1306-1313. |
| [34] |
Hu L, Shi X, Guo Z et al. Sources, dispersal and preservation of sedimentary organic matter in the Yellow Sea:The importance of depositional hydrodynamic forcing. Marine Geology, 2013, 335: 52-63. DOI:10.1016/j.margeo.2012.10.008 |
| [35] |
Perdue E M, Koprivnjak J F. Using the C/N ratio to estimate terrigenous inputs of organic matter to aquatic environments. Estuarine Coastal & Shelf Science, 2007, 73(1): 65-72. |
| [36] |
Ramaswamy V, Gaye B, Shirodkar P V et al. Distribution and sources of organic carbon, nitrogen and their isotopic signatures in sediments from the Ayeyarwady (Irrawaddy) continental shelf, northern Andaman Sea. Marine Chemistry, 2008, 111(3-4): 137-150. DOI:10.1016/j.marchem.2008.04.006 |
| [37] |
Bi L, Yang S, Li C et al. Geochemistry of river-borne clays entering the East China Sea indicates two contrasting types of weathering and sediment transport processes. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2015, 16(9): 3034-3052. DOI:10.1002/2015GC005867 |
| [38] |
Dadson S J, Hovius N, Chen H et al. Links between erosion, runoff variability and seismicity in the Taiwan orogen. Nature, 2003, 426(6967): 648-651. DOI:10.1038/nature02150 |
| [39] |
Fry B, Sherr E B. δ13C Measurements as indicators of carbon flow in marine and freshwater ecosystems. Contributions in Marine Science, 1984, 27: 13-47. |
| [40] |
郭志刚, 杨作升, 林田等. 东海泥质区单体正构烷烃的碳同位素组成及物源分析. 第四纪研究, 2006, 26(3): 384-390. Guo Zhigang, Yang Zuosheng, Lin Tian et al. Compound-specific carbon isotope compositions of individual n-alkanes in the East China Sea mud areas. Quaternary Sciences, 2006, 26(3): 384-390. |
| [41] |
张恩楼, 孙伟伟, 刘恩峰等. 末次冰盛期以来洱海沉积物元素碳同位素特征与区域植被组成变化. 第四纪研究, 2017, 37(5): 1027-1036. Zhang Enlou, Sun Weiwei, Liu Enfeng et al. Vegetation change reconstructed by a stable isotope record of elemental carbon from lake Erhai, Southwest China since the Last Glacial Maximum. Quaternary Sciences, 2017, 37(5): 1027-1036. |
| [42] |
饶志国, 陈发虎, 曹洁等. 黄土高原西部地区末次冰期和全新世有机碳同位素变化与C3/C4植被类型转换研究. 第四纪研究, 2005, 25(1): 107-114. Rao Zhiguo, Chen Fahu, Cao Jie et al. Variation of soil organic carbon isotope and C3/C4 vegetation type transition in the western Loess Plateau during the Last Glacial and Holocene periods. Quaternary Sciences, 2005, 25(1): 107-114. |
| [43] |
周斌, 郑洪波, 杨文光等. 末次冰期以来南海北部沉积有机碳记录及其古植被环境信息. 第四纪研究, 2011, 31(3): 498-505. Zhou Bin, Zheng Hongbo, Yang Wenguang et al. Organic carbon records since the Last Glacial period in the northern South China Sea sediments:Implications for vegetation and environmental changes. Quaternary Sciences, 2011, 31(3): 498-505. |
| [44] |
韩家懋, 王国安, 刘东生. C4植物的出现与全球环境变化. 地学前缘, 2002, 9(1): 233-243. Han Jiamao, Wang Guo'an, Liu Tungsheng. Appearence of C4 plants and global changes. Earth Science Frontiers, 2002, 9(1): 233-243. |
| [45] |
Giorgio P A D, France R L. Ecosystem-specific patterns in the relationship between zooplankton and POM or microplankton δ13C. Limnology & Oceanography, 1996, 41(2): 359-365. |
| [46] |
Rau G H, Sweeney R E, Kaplan I R. Plankton ratio changes with latitude:Differences between Northern and Southern Oceans. Deep Sea Research Part A:Oceanographic Research Papers, 1982, 29(8): 1035-1039. DOI:10.1016/0198-0149(82)90026-7 |
| [47] |
Yang G, Li C, Guilini K et al. Regional patterns of δ13C and δ15N stable isotopes of size-fractionated zooplankton in the western tropical North Pacific Ocean. Deep Sea Research Part Ⅰ:Oceanographic Research Papers, 2017, 120: 39-47. DOI:10.1016/j.dsr.2016.12.007 |
| [48] |
Hilton R G, Galy A, Hovius N et al. The isotopic composition of particulate organic carbon in mountain rivers of Taiwan. Geochimica et Cosmochimica Acta, 2010, 74(11): 3164-3181. DOI:10.1016/j.gca.2010.03.004 |
| [49] |
Yang T N, Lee T Q, Lee M Y et al. Paleohydrological changes in northeastern Taiwan over the past 2 ky inferred from biological proxies in the sediment record of a floodplain lake. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2014, 410(5): 401-411. |
| [50] |
Hu L, Shi X, Yu Z et al. Distribution of sedimentary organic matter in estuarine-inner shelf regions of the East China Sea:Implications for hydrodynamic forces and anthropogenic impact. Marine Chemistry, 2012, 142-144: 29-40. DOI:10.1016/j.marchem.2012.08.004 |
| [51] |
Lambeck K, Yokoyama Y, Purcell T. Into and out of the Last Glacial Maximum:Sea-level change during Oxygen Isotope Stages 3 and 2. Quaternary Science Reviews, 2002, 21(1-3): 343-360. DOI:10.1016/S0277-3791(01)00071-3 |
| [52] |
Liu J P, Milliman J D, Gao S et al. Holocene development of the Yellow River's subaqueous delta, North Yellow Sea. Marine Geology, 2004, 209: 45-67. DOI:10.1016/j.margeo.2004.06.009 |
| [53] |
Zhang X, Xu Y, Ruan J et al. Origin, distribution and environmental significance of perylene in Okinawa Trough since Last Glaciation Maximum. Organic Geochemistry, 2014, 76: 288-294. DOI:10.1016/j.orggeochem.2014.09.008 |
| [54] |
Chang Y P, Wang W L, Yokoyama Y et al. Millennial-scale planktic foraminifer faunal variability in the East China Sea during the past 40000 years (IMAGES MD012404 from the Okinawa Trough). Terrestrial Atmospheric & Oceanic Sciences, 2008, 19(4): 389-401. |
| [55] |
Sun Y, Oppo D W, Xiang R et al. Last deglaciation in the Okinawa Trough:Subtropical Northwest Pacific link to Northern Hemisphere and tropical climate. Paleoceanography, 2005, 20: PA4005. DOI:10.1029/2004PA001061 |
| [56] |
Yamamoto M. Response of mid-latitude North Pacific surface temperatures to orbital forcing and linkage to the East Asian summer monsoon and tropical ocean-atmosphere interactions. Journal of Quaternary Science, 2009, 24(8): 836-847. DOI:10.1002/jqs.v24:8 |
| [57] |
李冬玲, 蒋辉, 徐晓群等. 南冲绳海槽沉积物中淡水硅藻的发现及1000年以来台风降雨的重建. 第四纪研究, 2015, 35(3): 755-766. Li Dongling, Jiang Hui, Xu Xiaoqun et al. Freshwater diatoms in the Southern Okinawa Trough and its implication to typhoon precipitation during the last millennium. Quaternary Sciences, 2015, 35(3): 755-766. |
| [58] |
Yu H, Liu Z, Berné S et al. Variations in temperature and salinity of the surface water above the middle Okinawa Trough during the past 37 kyr. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2009, 281(1-2): 154-164. DOI:10.1016/j.palaeo.2009.08.002 |
| [59] |
Xiang R, Sun Y, Li T et al. Paleoenvironmental change in the middle Okinawa Trough since the last deglaciation:Evidence from the sedimentation rate and planktonic foraminiferal record. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2007, 243(3-4): 378-393. DOI:10.1016/j.palaeo.2006.08.016 |
| [60] |
Kao S J, Liu K K. Particulate organic carbon export from a subtropical mountainous river (Lanyang Hsi) in Taiwan. Limnology & Oceanography, 1996, 41(8): 1749-1757. |
| [61] |
Chen C T A, Wang S L. Carbon, alkalinity and nutrient budgets on the East China Sea continental shelf. Journal of Geophysical Research:Oceans, 1999, 104(C9): 20675-20686. DOI:10.1029/1999JC900055 |
| [62] |
郭志刚, 杨作升, 张东奇等. 冬、夏季东海北部悬浮体分布及海流对悬浮体输运的阻隔作用. 海洋学报, 2002, 24(5): 71-80. Guo Zhigang, Yang Zuosheng, Zhang Dongqi et al. Seasonal distribution of suspended matter in the northern East China Sea and barrier effect of current circulation on its transport. Acta Oceanologica Sinica, 2002, 24(5): 71-80. |
| [63] |
Ujiié H, Tanaka Y, Ono T. Late Quaternary paleoceanographic record from the middle Ryukyu Trench slope, northwest Pacific. Marine Micropaleontology, 1991, 18(1): 115-128. |
| [64] |
Jian Z, Wang P, Saito Y et al. Holocene variability of the Kuroshio Current in the Okinawa Trough, northwestern Pacific Ocean. Earth and Planetary Science Letters, 2000, 184: 305-319. DOI:10.1016/S0012-821X(00)00321-6 |
| [65] |
Gong G C, Shiah F K, Liu K K et al. Effect of the Kuroshio intrusion on the chlorophyll distribution in the southern East China Sea during spring 1993. Continental Shelf Research, 1997, 17(1): 79-94. DOI:10.1016/0278-4343(96)00022-2 |
| [66] |
Liu C, Wang F, Chen X et al. Interannual variability of the Kuroshio onshore intrusion along the East China Sea shelf break:Effect of the Kuroshio volume transport. Journal of Geophysical Research:Oceans, 2015, 119(9): 6190-6209. |
| [67] |
Hu D, Wu L, Cai W et al. Pacific western boundary currents and their roles in climate. Nature, 2015, 522(7556): 299. DOI:10.1038/nature14504 |
| [68] |
Qiu B, Lukas R. Seasonal and interannual variability of the north Equatorial Current, the Mindanao Current, and the Kuroshio along the Pacific western boundary:Pacific low-latitude western boundary currents and the Indonesian throughflow. Journal of Geophysical Research, 1996, 101(C5): 12315-12330. DOI:10.1029/95JC03204 |
| [69] |
Koutavas A, Joanides S. El Niño-Southern Oscillation extrema in the Holocene and Last Glacial Maximum. Paleoceanography, 2012, 27(4). DOI:10.1029/2012PA002378 |
| [70] |
Moy C M, Seltzer G O, Rodbell D T et al. Variability of El Niño/Southern Oscillation activity at millennial timescales during the Holocene epoch. Nature, 2002, 420(6912): 162-165. DOI:10.1038/nature01194 |
| [71] |
Tang T Y, Tai J H, Yang Y J. The flow pattern north of Taiwan and the migration of the Kuroshio. Continental Shelf Research, 2000, 20(4): 349-371. |
| [72] |
南青云, 李铁刚, 陈金霞等. 南冲绳海槽7000 a B.P.以来基于长链不饱和烯酮指标的古海洋生产力变化及其与气候的关系. 第四纪研究, 2008, 28(3): 482-490. Nan Qingyun, Li Tiegang, Chen Jinxia et al. Paleoproductivity variation and its correlation with climate changes:An approach of long-chain alkane. Quaternary Sciences, 2008, 28(3): 482-490. |
| [73] |
常凤鸣, 李铁刚, 庄丽华等. 近3000 cal.a B.P.以来东海东北部环境异常及其与全新世El Niño活动的可能联系. 第四纪研究, 2008, 28(3): 472-481. Chang Fengming, Li Tiegang, Zhuang Lihua et al. The environmental anomalies in the northeastern East China Sea since about 3000 cal. a B.P. and its possible relation to El Niño activity in the Holocene. Quaternary Sciences, 2008, 28(3): 472-481. |
, Dou Yanguang2,3
, Xu Jingping3,4, Chen Xiaohui2,5, Li Jun2,5, Cai Feng2,5, Zou Liang2,5, Wang Libo2,5
2 Qingdao Institute of Marine Geology, Qingdao 266071, Shandong;
3 Laboratory for Marine Geology, Qingdao National Laboratory for Marine Science and Technology, Qingdao 266061, Shandong;
4 Department of Ocean Science & Engineering, Southern University of Science and Technology, Shenzhen 518055, Guangdong;
5 Laboratory for Marine Mineral Resource, Qingdao National Laboratory for Marine Science and Technology, Qingdao 266061, Shandong)
Abstract
The core OKT12, mainly consist of clayed silt, was collected in the middle south Okinawa Trough(26.05°N, 125.34°E; water depth 1924.53 m). AMS 14C age results revealed that core OKT12(length 4.68 m) recorded the environment change since 16.3 ka, with volcanic ash seen at 6.8~7.3 ka. Kuroshio Current, the most important current in the research area, controlled ocean environment and transport of Taiwan material. TOC, TN content and organic carbon isotope analysis were conducted to discuss source of organic matter in the middle south Okinawa Trough since 16 ka and its response to development of upwelling in the Late Holocene. Change of organic matter source inferred by TOC accumulation rates, δ13C and TOC/TN ratio was divided into three sections. Terrigenous C3 plant, marine plankton, and Taiwan river suspended sediment were the most important end-members of organic matter. Discrimination plots indicate organic matter of the core OKT12 was mainly from high terrestrial input and marine plankton when sea level was low(16~10 ka). During 10~7 ka, Taiwan river suspended sediment was main contributor, indicating strengthening of the Kuroshio Current. When sea level rose to high stand(7~0 ka), marine plankton controlled organic matter composition which indicated strengthening of upwelling intensity. Increasing marine plankton contribution indicated enhancement of upwelling during 7~4 ka. Since 4 ka, marine plankton contribution decreased when upwelling was weak. The strength of upwelling was related to intensity and position of the Kuroshio Current, which both might be affected by the high-frequency ENSO event.