2020, Vol.40
晚第四纪0.4 Ma以来的冰期旋回以约100 ka周期的快速冰消和逐渐冰进为特征, 而大致1 Ma以前的冰期旋回则是以41 ka斜率周期为主导[1]。最近1 Ma期间地球气候系统发生了两次改组, 分别是“中更新世转型(mid-Pleistocene Transition, 简称MPT)”和“中布容事件”(mid-Brunhes Event, 简称MBE)。MPT期间全球冰量[1]、温度[2]、大气CO2[3]等的主导周期从41 ka逐渐转变为100 ka, MBE后多种气候要素的冰期旋回变化幅度进一步增强。经过MPT和MBE的气候改组, 最终塑造了晚第四纪典型的约100 ka周期的冰期旋回[4]。米兰科维奇理论框架下, 很难用轨道尺度太阳辐射量变化独立、充分地解释这两次事件的发生原因[5~6], 使得MPT和MBE成为古气候学界的前沿难题。现有主要的MPT成因解释分别需要强调高纬冰盖扩张[7]等反馈过程、或引入大气CO2等额外驱动因素[8]。对MBE的成因解释则更强调南极底层水和南大洋环流通风的变化[6, 9], 多种指标记录表明MBE期间碳储库、冰盖和季风的变幅增强, 领先于温度、CO2等要素的相应转型[10]。MPT和MBE气候转型, 突出地表明地球表层系统“非线性”的变化特征, 因而需要更多相关记录和对各种内部反馈过程进行综合对比和深入研究。
热带太平洋海区在全球气候变化中扮演关键角色, 其气候信号变化可以通过海洋和大气过程影响到中高纬地区, 进而影响全球的气候系统[11~12]。近来研究认为, 以全球碳储库[4, 13~14]和赤道太平洋表层海水温度变化[15~17]为代表的热带驱动过程, 可能影响了MPT的发生。晚第四纪轨道尺度上, 热带海洋次表层水体的变化较表层水体更为显著, 对气候的变化更加敏感[18~19], 不仅由于热带海区次表层水温度变化可能受太阳辐射量的直接驱动[20]；更重要地, 赤道西太平洋次表层海水温度可以通过调节类ENSO气候态变化, 造成更广泛的气候效应[21]。
既受暖池影响、又受东亚冬、夏季风交替控制的南海北部, 在MPT和MBE期间其上层水体尤其是温跃层如何变化？是否与热带太平洋一样显示出次表层海水变化更剧烈的特征？与季风等其他气候要素的联系如何？这些关键问题, 对于理解MPT和MBE期间的中-低纬度海洋过程以及低纬-高纬之间的气候联动, 具有重要意义。然而, 以往对于暖池西北边缘南海北部的温跃层研究相对较少[22~24], 对于MBE的研究不足且分辨率较低[25]；尽管已有很多基于南海北部的古季风演变研究[22, 26~27], 但将季风演变与上层海水动力联系在一起的深入探索, 仍然不够。为了解决以上问题, 本次研究选用国际大洋发现计划(IODP)第368航次在南海北部边缘U1501站位C孔的岩芯材料[28], 挑选浮游有孔虫表层种和次表层种壳体进行稳定氧、碳同位素分析, 重建中-晚更新世以来MPT和MBE事件期间南海北部上层水体结构的演变, 解读并探讨其古气候意义。
1 南海北部气候环境背景东亚季风同时受热带辐合带(Intertropical Convergence Zone, 简称ITCZ)以及西太平洋副热带高压和中纬度扰动系统的影响[29]。现代南海受到东亚冬、夏季风的交替控制。冬季风盛行时, 南海北部水体垂向上混合程度加强, 温跃层变深、混合层加厚；夏季风盛行时, 温跃层变浅、混合层减薄[30]。黑潮是北太平洋的西边界流, 源于北赤道流, 在菲律宾岛转折, 沿西边界北上影响到北半球中纬度地区；黑潮将大量水汽和热量从赤道太平洋地区输送至北半球中纬度地区, 是实现中-低纬温度相互联系的重要方式[31]。在途径吕宋海峡时, 一支入侵南海北部, 带来高温、高盐的次表层海水, 影响了南海北部上层水体温盐结构；南海的黑潮侵入流具有明显的季节性, 冬季风盛行时入侵增强、夏季相对较弱[31]。因此, 南海北部同时通过东亚季风的大气通道联系于北半球高-低纬气候[29], 也通过黑潮等海洋过程联系于赤道西太和西北太平洋等低、中纬度海洋[31], 从而成为研究中-低纬度之间海洋与气候联动的理想场所。
2 材料和方法 2.1 样品及实验方法本次研究以IODP第368航次在南海北部陆架外缘隆起带钻探的U1501站(18°53.09′N, 115°45.95′E, 水深2846 m)C孔(图 1)样品(取芯率96.29 %)为研究材料[28]。取U1501C孔上部46 m样品进行分析。该段沉积物的岩性均一, 主要由富含粘土的绿灰色-深绿灰色微体化石软泥构成, 钙质微体化石保存良好[28]。本次研究按20 cm间隔取样, 共获得样品230个。挑选粒径为300~355 μm的浮游有孔虫表层种Globigerinoides ruber(sensu stricto)和粒径为355~400 μm的次表层种Pulleniatina obliquiloculata进行稳定氧碳同位素(δ18O和δ13C)测试。浮游有孔虫挑选过程中, 尽可能选择洁净、完整、大小相近的壳体, 以减少可能的影响。
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图 1 研究区现代年平均表层海水温度分布与站位图 颜色背景指示表层海水温度, 温度数据来自于World Ocean Atlas 2013(www.ncei.noaa.gov) Fig. 1 Modern annual average sea surface temperature distribution in the study area and the location of studied cores. Color shading indicates the sea surface temperature. The temperature data is from World Ocean Atlas 2013(www.ncei.noaa.gov) |
样品的预处理和测试均在同济大学海洋地质国家重点实验室完成, 采用MAT253稳定同位素质谱仪和Kiel IV碳酸盐进样装置测试, 分析精度和实验流程详见相关文献[32]。测试精度参照中国国家碳酸钙标准(GBW04405)和国际标准(NBS19), 其中氧同位素分析精度为±0.07 ‰ (VPDB), 碳同位素分析精度为±0.04 ‰ (VPDB)[32]。
2.2 年龄框架参照生物地层学事件提供的初步地层年代基础[28], 本次研究通过对比LR04合成曲线[1](图 2a和图 3a)和ODP1146站浮游有孔虫氧同位素年龄曲线[33](图 2b), 建立U1501C孔的年龄模式。先确定最为显著的MIS6/5、MIS16/15、MIS22/21、MIS32/31界限为初步年龄控制点, 然后选择冰期/间冰期过渡时δ18O变化的拐点作为分界线来框定其他的氧同位素期次(图 2c)。确定年龄控制点后, 通过线性插值获取所有样品的年龄值, 最终得到U1501C孔的地层年代框架(图 2d)。
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图 2
IODP U1501站浮游有孔虫氧同位素年代地层
(a)LR04底栖合成曲线[1]；(b)ODP1146站浮游有孔虫G.ruber δ18O-年龄曲线[33]；(c)U1501站浮游有孔虫G.ruber δ18O-深度曲线；(d)U1501站(绿色)和ODP1146站[33](红棕色, 三点平滑)浮游有孔虫G.ruber δ18O-年龄曲线对比；(e)U1501站平均沉积速率曲线 图中数字代表氧同位素期次(Marine Isotope Stage, 简称MIS), 阴影标示间冰期 Fig. 2 Age model of IODP U1501 established by the oxygen isotopes of planktonic foraminifera. (a)LR04 benthic δ18O stack[1]; (b)Planktonic foraminifera G.ruber δ18O curves at ODP1146[33]; (c)Planktonic foraminifera G.ruber δ18O curves at U1501; (d)Comparison of the age model at U1501(green)with ODP1146[33](red brown, 3-point running average); (e)The average sedimentation rate. Gray bars with numbers(MIS)mark the interglacials(similarly hereinafter) |
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图 3
1.5 Ma以来南海有孔虫氧同位素记录
(a)LR04底栖合成曲线[1]；(b)U1501站表层种G.ruber δ18O；(c)U1501站次表层种P.obliquiloculata δ18O；(d)Δδ18OP-G(虚线示三点滑动平均结果)；(e)ODP1146站表层种G.ruber δ18O[33]；(f)ODP1143站表层种G.ruber δ18O[37] 红色虚线标示间冰期峰期平均值, 蓝色虚线标示冰期极盛期平均值；蓝色箭头标示演变趋势 Fig. 3 Foraminiferal oxygen isotope records of the South China Sea in the last 1.5 Ma. (a)LR04 benthic δ18O stack[1]; (b)U1501 surface planktonic foraminifera G.ruber δ18O; (c)U1501 subsurface planktonic foraminifera P.obliquiloculata δ18O; (d)Δδ18OP-G(dashed line shows 3-point running average); (e)ODP1146 G.ruber δ18O[33]; (f)ODP1143 G.ruber δ18O[37]. The red and blue dashed lines denote the average levels in peak interglacials and glacials. Blue dashed lines with triangle arrows indicate the evolution trend |
结果显示本次研究取样层位(0~46 m)样品的年龄跨度为1.5 Ma, 其中17.89~18.82 m岩芯在钻探时缺失。12 m以上平均沉积速率为10 cm/ka, 分辨率约为2.2 ka, 12~46 m平均沉积速率为2.5 cm/ka, 样品分辨率为7.9 ka(图 2e)。
3 结果与讨论 3.1 氧同位素演变特征U1501C孔1.5 Ma以来的浮游有孔虫表层种G.ruber的氧同位素记录(δ18OG)介于-3.23 ‰和-0.58 ‰之间, 平均值为-1.86 ‰ (图 3b)；次表层种P.obliquiloculata的氧同位素值(δ18OP)在-1.46 ‰和0.72 ‰之间变化, 平均值为-0.38 ‰ (图 3c)。表层、次表层种的氧同位素呈现同步的冰期旋回变化。
3.1.1 MPT期间演变特征1.1 ~0.7 Ma期间, 在MPT转型的关键点MIS23/22期(0.9 Ma), U1501C孔δ18OG、δ18OP都明显偏重。MPT期间δ18OG间冰期峰值保持在-2.61 ‰水平, 而冰期由0.9 Ma前的-1.85 ‰增重为0.9 Ma后的-1.59 ‰, 变重0.26 ‰ (图 3b)。MPT期间δ18OP间冰期值亦无明显转变, 但0.9 Ma前δ18OP冰期极盛期平均值为-0.32 ‰、0.9 Ma后为0.16 ‰, MPT期间增重0.48 ‰ (图 3c), 为δ18OG的近两倍。数据表明MPT期间, 间冰期无明显波动, 但0.9 Ma后, 冰期的表层、次表层δ18O变重可能反映海水温度降低, 且次表层海水变化更显著, 可能揭示了南海北部次表层海水在MPT转型中扮演着更重要的角色。
两种浮游有孔虫氧同位素差值(Δδ18OP-G)主要代表了上层水体的温度差异, 从而可以提供上层水体混合程度和温跃层变化的信息[22, 34]。Δδ18OP-G总体表现为冰期时小、间冰期偏大的特征(图 3d), 反映南海北部温跃层冰期时深、间冰期浅, 这一结果与Zheng等[35]通过浮游有孔虫转换函数计算的温跃层深度变化结果一致。0.9 Ma时Δδ18OP-G显著减小, 0.9 Ma前后间冰期Δδ18OP-G无明显变化, 0.9 Ma后冰期的Δδ18OP-G有所减小(图 3d)。指示MPT转型期间, 间冰期上层水体温度梯度无明显变化, 而冰期上层水体温度梯度相对减小、温跃层加深。
0.9 Ma后U1501C孔冰期δ18OG与δ18OP显著正偏、Δδ18OP-G相对减小, 表明南海北部上层水体温度结构在0.9 Ma前后发生了显著变化, 推测与0.9 Ma之后冰期北半球冰盖体量增加(图 3a)、东亚冬季风增强有关。因此, 冰盖扩张引起南海北部表层、次表层δ18O的同步正偏, 随之增强的东亚冬季风驱使南海北部上层水体混合增强, 温度梯度减小。前人研究发现, 0.9 Ma以来浮游有孔虫暖水种明显减少、冷水种显著增多, 持续时间约300~400 ka[27]；南海北部孢粉记录表明东亚冬季风在0.9 Ma开始增强, 并在MIS16期达到最强[36]；王海粟等[25]研究发现0.9~0.6 Ma冰期南海北部1146站表层、次表层海水氧同位素响应东亚冬季风的强化而逐渐正偏(图 3e)。这些证据佐证了在0.9 Ma影响南海的东亚冬季风开始强化, 支持了上述推论。
MPT冰盖显著扩张发生在0.9 Ma, 但值得注意的是, 在MPT前(1.5~1.3 Ma)U1501C孔δ18OG和δ18OP就已经开始正偏(图 3b和3c)。对比前人研究数据结果表明, 在约1.5 Ma赤道太平洋[15~16]和南海[38~39]表层海水温度(Surface Sea Temperature, 简称SST)已经开始降低, 而中纬西太平洋SST在1.5~1.3 Ma期间呈上升趋势, 在1.3 Ma后才开始降温[40](图 4a~4c)。1.5~1.3 Ma期间中-低纬之间以及东、西赤道太平洋之间的表层海水温度梯度(ΔSST)都呈现减小趋势(图 4d和4e), 指示季风和信风相对减弱。季风减弱可能会引起南海北部上层水体混合减弱；信风减弱则可能导致北赤道流减弱、西边界流黑潮侵入减弱, 南海北部温暖、高盐的次表层水输入相应减少, 共同导致了南海北部U1501C孔1.5~1.3 Ma期间上层水体温度梯度的增大(图 3d)。MPT前东、西太平洋以及中-低纬表层海水温度梯度减小的发现, 可能为MPT的发生机制提供新的线索。
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图 4
1.8 Ma以来太平洋SST梯度对比
(a)东(ODP846孔: 3°S, 91°W)[39]、西(MD97-2140孔: 2°N, 142°E)[16]赤道太平洋SST；(b)南海(ODP1146孔: 19°N, 116°E)SST[39]；(c)中纬西太平洋(ODP882孔: 50°N, 167°E)SST[40]；(d)东-西赤道太平洋ΔSST[16, 39]；(e)中-低纬西太平洋ΔSST[16, 40] 红色箭头虚线指示变化趋势 Fig. 4 Pacific SST records over the last 1.8 Ma. (a)Eastern[39](ODP846, red brown: 3°S, 91°W)and western[16](MD97-2140, orange line: 2°N, 142°E)equatorial Pacific SST; (b)South China Sea SST[39](ODP1146: 19°N, 116°E); (c)Mid-latitude western Pacific SST[40](ODP882孔: 50°N, 167°E); (d)Eastern-to-western ΔSST across the equatorial Pacific[16, 39]; (e)Mid- to low-latitude ΔSST over the western Pacific[16, 40]. Red dashed lines with arrows indicate the long-term trends |
U1501C孔的数据结果显示, MBE期间(0.7~0.4 Ma), δ18OG冰期极值、间冰期峰值较之前都有所正偏, 分别偏重0.71 ‰和0.43 ‰, 冰期-间冰期变化幅度增大0.28 ‰, 但是δ18OP无明显波动。MBE后, δ18OG间冰期峰值显著负偏0.60 ‰, 冰期极值小幅度变重0.13 ‰, δ18OP间冰期峰值负偏0.16 ‰, 冰期正偏0.45 ‰ (图 3b和3c)。δ18OG的变化反映MBE期间表层水温度可能降低, 但次表层水变化不明显；MBE后, δ18OG和δ18OP的变化可能反映表层、次表层海水温度冰期旋回变化幅度都明显增大, 但表层海温间冰期变化更大, 而次表层水温度的冰期变化更显著。
MBE期间, Δδ18OP-G在冰期和间冰期都逐渐减小, 尤其在冰期达到1.5 Ma以来最小, 指示MBE期间上层水体混合增强, 温度梯度减小, 温跃层变深。MBE后冰期Δδ18OP-G相对稳定, 间冰期Δδ18OP-G增大, 指示间冰期上层水体温度梯度增大, 温跃层变浅(图 3d)。
U1501C孔δ18OG和δ18OP的变化特征响应MBE转型, MBE后的表层、次表层海水温度在冰期旋回中的变化幅度明显增大, 可能与东亚冬、夏季风增强有关。前人研究发现MIS11期后, 南海温跃层放射虫的丰度在冰期旋回中的波动幅度显著增大, 反映夏季风变化幅度增强[27]；中国黄土记录石英颗粒平均粒径、磁化率在MBE后波动幅度显著增大, 表明MBE转型后东亚冬、夏季风峰值和波动幅度显著增强[41]。这些证据佐证了MBE转型后东亚冬、夏季风显著增强, 支持了上述推论。
值得注意的是, 相对MBE期间其他间冰期, MIS13期δ18OG明显偏重(图 3b), Δδ18OP-G有所减小(图 3d), 指示该期南海北部表层水温度降低, 上层水体温度梯度减小。MIS13期δ18OG相对偏重现象在南海北部1146[33]和南海南部1143[37]同样存在(图 3e和3f), 推测MIS13期南海夏季风相对较弱。不同的是, MIS13期中国古土壤磁化率值最高, 反映内陆MIS13期是一个异常温暖潮湿、东亚夏季风增强的环境[41~44]。这一结果表明, MIS13期内陆偏暖湿, 南海北部偏干冷, 可能指示北半球中-低纬之间的气候差异减小。
3.2 碳同位素演变特征 3.2.1 MPT期间碳同位素演变特征整体上, δ13CG和δ13CP呈现冰期负偏、间冰期正偏的趋势。δ13CG波动范围在1.2~0.9 Ma为0.57 ‰ ~1.62 ‰、0.9~0.7 Ma为0.11 ‰ ~1.52 ‰, 0.9 Ma后δ13CG波动范围明显增大(图 5a)。δ13CP在1.20~0.85 Ma逐渐负偏、平均值为0.81 ‰；δ13CP平均值在0.85 Ma以来正偏至0.94 ‰、冰期旋回波动幅度无明显变化(图 5b)。0.85 Ma以前, δ13CG和δ13CP变化趋势相似、均在0.85 Ma显著负偏；而在0.85~0.50 Ma期间δ13CG和δ13CP变化显著不同。
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图 5
1.5 Ma以来IODP U1501C孔有孔虫碳同位素记录
(a)表层种G.ruber δ13C；(b)次表层种P.obliquiloculata δ13C；(c)Δδ13CP-G(虚线示三点滑动平均) 绿色阴影指示碳同位素重值事件δ13Cmax Fig. 5 Foraminiferal carbon isotope records of IODP Site U1501 in the last 1.5 Ma. (a)Surface-dwelling planktonic foraminifera G.ruber δ13C; (c)Subsurface-dwelling planktonic foraminifera P.obliquiloculata δ13C; (d)Δδ13CP-G(dashed line shows 3-point running average). Green bars mark the δ13Cmax |
两种浮游有孔虫碳同位素差值Δδ13CP-G可以反映上层水体营养盐梯度和营养跃层的变化[24, 45]。整体而言, Δδ13CP-G冰期相对较小、间冰期较大(图 5c), 反映营养跃层呈现冰期深、间冰期浅的整体特征。0.9 Ma后δ13CG和δ13CP变化明显不一致, 两者差值Δδ13CP-G波动显著增大, 指示南海北部上层水体营养盐梯度增大、营养跃层变浅, 可能与东亚冬季风增强有关。前人研究表明南海南部0.9 Ma后, 温跃层放射虫属种的含量显著增多, 指示生产力增强[27]；超微化石种Florisphaera profunda的含量一般随营养跃层加深而增大, 0.9 Ma后其含量显著下降, 指示0.9 Ma后南海营养跃层变浅, 生产力提高[46]。因此, Δδ13CP-G和超微化石、放射虫群落的变化表明0.9 Ma后南海上层营养盐梯度明显增大、营养跃层变浅、表层生产力增加, 南海的营养物质和生物生产等环境要素发生了显著变化。
3.2.2 MBE期间碳同位素演变特征0.7 ~0.4 Ma期间, δ13CG和δ13CP无明显的长期变化趋势, 但两者变化规律显著不同。值得注意的是MIS15期δ13CG和δ13CP呈现完全相反的变化趋势, δ13CG明显正偏、δ13CP大幅度负偏, 碳同位素差值增大(图 5a和5b), 反映营养跃层变浅, 表层输出生产力显著增强。前人研究表明, 南海北部蕨类植物孢粉百分比含量在MIS15期明显增大, 可能指示东亚夏季风增强[36]。增强的东亚夏季风能够带来更多降水, 使得陆源营养盐输入增多, 可能引起了南海北部表层输出生产力的增强。
本次研究发现MIS3期(约0.03 Ma)、MIS13期(约0.5 Ma)和MIS27期(约1 Ma)这3次碳同位素重值事件(δ13Cmax-Ⅰ、δ13Cmax-Ⅱ和δ13Cmax-Ⅲ)期间, 表层、次表层海水的碳同位素同步正偏且差值减小到近于0, 与前人研究结果一致[25], 可能反映了δ13Cmax事件期间南海北部营养跃层加深的现象。以δ13Cmax-Ⅱ为例, δ13CG和δ13CP同步正偏反映大洋碳储库整体正偏, 可能与碳在无机碳库和有机碳库之间的迁移有关。青藏高原花粉和木炭记录表明MIS13期森林存在；长江流域网纹红土广泛分布, 指示全年雨量充沛[43]。推测MIS13期表层、次表层海水的碳同位素的同步正偏, 一方面可能与陆地有机碳库储存更多12C有关；另一方面, 前人研究表明MIS13期南海硅藻浓度或可高达13000个/cm3, δ13Cmax-Ⅱ前的MIS14期南大西洋发现硅藻席沉积[27, 47], 推测降雨增多使得硅输入增多, 可能导致了大洋硅藻/颗石藻的比例增大, 增大了大洋有机/无机碳比例；而大量有机碳的埋藏可能是海洋无机碳库δ13C正偏的原因。以U1501C孔的结果来看, δ13Cmax-Ⅱ期间, 上层水体的营养盐梯度减小、温度梯度也减小(图 5c和图 3d), 可能反映了δ13Cmax事件期间南海北部上层水体混合增强的特征。
3.3 MPT和MBE上层水体的演变特征U1501C孔的这些数据结果表明, δ18OG和δ18OP冰期极值在MPT、MBE阶段性变重, 间冰期峰值在MBE后负偏, 冰期-间冰期变化幅度在MPT和MBE后阶段性增大, 逐步形成了晚第四纪典型的冰期-间冰期旋回, 表明中、晚更新世以来冰期旋回是阶段性增强的、而非“突变”。MPT期间南海北部表层、次表层水变化主要体现在冰期的变冷, 上层水体温度梯度逐渐减小, 与热带太平洋暖池区次表层波动幅度更大的特征具有一致性[18, 48]。MBE期间次表层水相对稳定, 表层水变冷, 上层水体温度梯度偏小。MBE后上层水体温度在冰期和间冰期都有所变化, 上层海水温度梯度有所增大；MBE之后, 表层海水主要表现为间冰期变暖, 而次表层水主要表现为冰期变冷。MBE和MPT冰盖显著增大之前, 都伴随大洋无机碳同位素重值事件的发生(图 5a和5b), 表明大洋碳储库的变化可能引起了冰期旋回的重大改变, 热带海洋碳循环变化可能影响了MPT和MBE的发生。
MPT前, 热带太平洋降温早于中纬度太平洋, 在1.6 Ma东西赤道太平洋不对称格局形成、东-西赤道梯度逐渐增大的背景格局下, 1.5~1.3 Ma东-西赤道太平洋ΔSST和中-低纬西太平洋ΔSST的“异常式”减小(图 4d和4e), 可能指示了信风和季风减弱, 从而可能造成了南海北部δ18OG、δ18OP逐渐正偏(图 3b和3c)、上层水体混合减弱和温度梯度增大(图 3d)的现象。具体而言, 信风弱化、黑潮入侵随之减弱, 热带西太平洋高温、高盐的次表层水向南海北部的输入减少；同时减弱的东亚季风使得南海北部上层水体混合减弱；可能共同导致了1.5~1.3 Ma南海北部上层水体温度梯度的增大。此后, 约1.3 Ma东亚季风显著强化[26, 41], 随后北半球冰盖在冰期极盛期逐步增大(图 3a), 东-西赤道太平洋ΔSST和中-低纬西太平洋ΔSST增大(图 4d和4e), 东亚冬季风和低纬信风随之增强, 此期间南海北部δ18OG、δ18OP响应北半球冰盖扩大阶段性正偏, 上层水体温度梯度在增强的冬季风和黑潮入侵的影响下逐渐减小(图 3b~3d)。
MBE期间(0.7~0.4 Ma)北半球冰盖在冰期极盛期进一步扩张(图 3a), 中-低纬西太平洋SST经向梯度持续增大(图 4e), 冰期东亚冬季风持续增强, 间冰期夏季风影响也开始增强。东、西赤道太平洋ΔSST增大(图 4d), 引起赤道信风增强, 南海北部黑潮侵入流影响增强, 这些因素可能相互作用、共同导致了MBE期间南海北部U1501站冰期-间冰期上层水体混合增强, 温度梯度进一步减小(图 3d)。MBE后冬夏季风同步强化、同时其冰期-间冰期波动幅度也显著增强, 使得南海北部更进一步受到东亚季风的主控式影响, MBE后δ18OG、δ18OP冰期-间冰期波动幅度明显增大, 形成晚第四纪典型的冰期-间冰期旋回特征(图 3b和3c)。
4 结论本次研究分析了IODP U1501站C孔上部46 m沉积物中的浮游有孔虫氧碳稳定同位素, 利用表层和次表层海水的两种浮游有孔虫氧碳同位素结果, 重建了1.5 Ma以来南海北部上层海水温度结构和生物生产相关过程的演变特征:
(1) MPT前(1.5~1.3 Ma)δ18OG和δ18Op已经开始正偏, 东-西赤道太平洋ΔSST与中-低纬西太平洋ΔSST逐渐减小, 在东-西赤道太平洋梯度逐渐增大背景下这一“反常”变化, 可能为MPT研究提供新的线索。MPT期间, δ18OG和δ18Op冰期极盛期平均值阶段性正偏, 间冰期无明显趋势性变化, 上层水体温度梯度逐渐减小, 与东亚冬季风的增强紧密联系。MPT期间, 次表层海水温度变化更显著。
(2) MBE期间, 冰期、间冰期δ18OG进一步正偏, δ18Op无明显波动, 上层水体温度梯度进一步减小。MBE前的MIS13期南海北部表层海水相对较冷, 与内陆显著的湿热环境不同, 可能表明东亚中-低纬气候差异减小。MBE后δ18OG和δ18Op冰期-间冰期波动幅度显著增大, 间冰期δ18OG变化更显著、而冰期δ18Op变化更强, 可能与东亚冬、夏季风的同时增强紧密联系。
(3) MPT和MBE前都存在碳同位素重值事件, 表层、次表层海水的碳同位素同步正偏、差值显著减小。以δ13Cmax-Ⅱ为例, δ13Cmax事件期间δ13CG与δ13CP的同步正偏可能反映MIS13期东亚内陆夏季风增强、陆地有机碳库截存了更多12C；或者陆地营养盐输入增多、增大了大洋的有机/无机碳比例；而δ13CP-G反映了表层-次表层营养盐梯度减小, 可能与上层水体混合增强有关。
致谢: 感谢IODP第368航次为本次研究提供了样品；感谢江小英的实验室分析工作；感谢王星星、陈璞皎、杨策、万随参与文章讨论。论文初稿经由匿名评审人审阅并提出建设性修改意见。
| [1] |
Lisiecki L E, Raymo M E. A Pliocene-Pleistocene stack of 57 globally distributed benthic δ18O records[J]. Paleoceanography, 2005, 20(1): PA1003. |
| [2] |
Jouzel J, Masson-Delmotte V, Cattani O, et al. Orbital and millennial Antarctic climate variability over the past 800, 000 years[J]. Science, 2007, 317(5839): 793-796. DOI:10.1126/science.1141038 |
| [3] |
Lüthi D, Le Floch M, Bereiter B, et al. High-resolution carbon dioxide concentration record 650, 000-800, 000 years before present[J]. Nature, 2008, 453(7193): 379-382. DOI:10.1038/nature06949 |
| [4] |
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[J]. 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[J]. Quaternary Sciences, 2015, 35(6): 1297-1319. |
| [5] |
Berger W H, Wefer G. On the dynamics of the ice ages:Stage-11 paradox, mid-Brunhes climate shift, and 100-ky cycle[J]. Geophysical Monograph, 2003, 137: 41-59. DOI:10.1029/137GM04 |
| [6] |
Yin Q. Insolation-induced mid-Brunhes transition in Southern Ocean ventilation and deep-ocean temperature[J]. Nature, 2013, 494(7436): 222-225. DOI:10.1038/nature11790 |
| [7] |
Berger W H, Jansen E. Mid-Pleistocene climate shift-The Nansen connection[J]. Geophysical Monograph, 1994, 85: 295-311. DOI:10.1029/GM085p0295 |
| [8] |
Shackleton N J. The 100, 000-year ice-age cycle identified and found to lag temperature, carbon dioxide, and orbital eccentricity[J]. Science, 2000, 289(5486): 1897-1902. DOI:10.1126/science.289.5486.1897 |
| [9] |
Kemp A, Grigorov I, Pearce R B, et al. Migration of the Antarctic Polar Front through the mid-Pleistocene transition:Evidence and climatic implications[J]. Quaternary Science Reviews, 2010, 29(17-18): 1993-2009. DOI:10.1016/j.quascirev.2010.04.027 |
| [10] |
Barth A M, Clark P U, Bill N S, et al. Climate evolution across the Mid-Brunhes Transition[J]. Climate of the Past, 2018, 14(12): 2071-2087. DOI:10.5194/cp-14-2071-2018 |
| [11] |
Sun D Z. A possible effect of an increase in the warm-pool SST on the magnitude of El Niño warming[J]. Journal of Climate, 2003, 16(2): 185-205. |
| [12] |
Yin J H, Battisti D S. The importance of tropical sea surface temperature patterns in simulations of Last Glacial Maximum climate[J]. Journal of Climate, 2001, 14(4): 565-581. |
| [13] |
Wang P, Tian J, Cheng X, et al. Major Pleistocene stages in a carbon perspective:The South China Sea record and its global comparison[J]. Paleoceanography, 2004, 19(4). DOI:10.1029/2003PA000991 |
| [14] |
Wang P, Tian J, Cheng X, et al. Carbon reservoir changes preceded major ice-sheet expansion at the mid-Brunhes event[J]. Geology, 2003, 31(3): 239-242. DOI:10.1130/0091-7613(2003)031<0239:CRCPMI>2.0.CO;2 |
| [15] |
Medina-Elizalde M, Lea D W. The mid-Pleistocene transition in the tropical Pacific[J]. Science, 2005, 310(5750): 1009-1012. DOI:10.1126/science.1115933 |
| [16] |
de Garidel-Thoron T, Rosenthal Y, Bassinot F, et al. Stable sea surface temperatures in the western Pacific warm pool over the past 1.75 million years[J]. Nature, 2005, 433(7023): 294-298. DOI:10.1038/nature03189 |
| [17] |
Rutherford S, D'Hondt S. Early onset and tropical forcing of 100, 000-year Pleistocene glacial cycles[J]. Nature, 2000, 408(6808): 72-75. DOI:10.1038/35040533 |
| [18] |
Raddatz J, Nürnberg D, Tiedemann R, et al. Southeastern marginal West Pacific Warm Pool sea-surface and thermocline dynamics during the Pleistocene (2.5-0.5 Ma)[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2017, 471: 144-156. DOI:10.1016/j.palaeo.2017.01.024 |
| [19] |
Xu J, Holbourn A, Kuhnt W, et al. Changes in the thermocline structure of the Indonesian outflow during TerminationsⅠandⅡ[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2008, 273(1-2): 152-162. DOI:10.1016/j.epsl.2008.06.029 |
| [20] |
Dang H, Jian Z, Bassinot F, et al. Decoupled Holocene variability in surface and thermocline water temperatures of the Indo-Pacific Warm Pool[J]. Geophysical Research Letters, 2012, 39(1). DOI:10.1029/2011GL050154 |
| [21] |
Jian Z, Wang Y, Dang H, et al. Half-precessional cycle of thermocline temperature in the western equatorial Pacific and its bihemispheric dynamics[J]. Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America, 2020, 117(13): 7044-7051. DOI:10.1073/pnas.1915510117 |
| [22] |
Jin H, Jian Z. Millennial-scale climate variability during the mid-Pleistocene transition period in the northern South China Sea[J]. Quaternary Science Reviews, 2013, 70: 15-27. DOI:10.1016/j.quascirev.2013.03.012 |
| [23] |
金海燕, 翦知湣. 中更新世气候转型期南海北部和南部的气候变化差异[J]. 第四纪研究, 2008, 28(3): 381-390. Jin Haiyan, Jian Zhimin. Comparison of climate change between northern and southern South China Sea during the mid-Pleistocene climate transition period[J]. Quaternary Sciences, 2008, 28(3): 381-390. DOI:10.3321/j.issn:1001-7410.2008.03.001 |
| [24] |
金海燕, 翦知湣. 南海北部ODP1144站中更新世气候转型期有孔虫稳定同位素古气候意义[J]. 地球科学进展, 2007, 22(9): 914-921. Jin Haiyan, Jian Zhimin. Paleoclimatic instability during the mid-Pleistocene Transition:Implications from foraminiferal stable isotope at ODP Site 1144, northern South China Sea[J]. Advances in Earth Science, 2007, 22(9): 914-921. DOI:10.3321/j.issn:1001-8166.2007.09.005 |
| [25] |
王海粟, 党皓文, 翦知湣. 中更新世转型时期南海北部上层水体结构演化特征——ODP1146站浮游有孔虫稳定同位素记录[J]. 第四纪研究, 2019, 39(2): 316-327. Wang Haisu, Dang Haowen, Jian Zhimin. Variations in the upper water structure of northern South China Sea during the mid-Pleistocene Climate Transition period:Planktonic foraminifera oxygen isotope records of ODP site 1146[J]. Quaternary Sciences, 2019, 39(2): 316-327. |
| [26] |
Jian Z, Zhao Q, Cheng X, et al. Pliocene-Pleistocene stable isotope and paleoceanographic changes in the northern South China Sea[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2003, 193(3-4): 425-442. DOI:10.1016/S0031-0182(03)00259-1 |
| [27] |
Li Q, Wang P, Zhao Q, et al. Paleoceanography of the mid-Pleistocene South China Sea[J]. Quaternary Science Reviews, 2008, 27(11-12): 1217-1233. DOI:10.1016/j.quascirev.2008.02.007 |
| [28] |
Larsen H C, Jian Z, Zarikian C A A, et al. Site U1501[M]. Proceedings of the International Ocean Discovery Program Volume 367/368. Washington D. C., International Ocean Discovery Program, 2018, doi: 10.14379/iodp.proc.367368.105.2018.
|
| [29] |
陈隆勋, 张博, 张瑛. 东亚季风研究的进展[J]. 应用气象学报, 2006, 17(6): 711-724. Chen Longxun, Zhang Bo, Zhang Ying. Progress in research on the East Asian Monsoon[J]. Journal of Applied Meteorological Science, 2006, 17(6): 711-724. DOI:10.3969/j.issn.1001-7313.2006.06.009 |
| [30] |
Chen M T, Wang C H, Huang C Y, et al. A Late Quaternary planktonic foraminifer faunal record of rapid climatic changes from the South China Sea[J]. Marine Geology, 1999, 156(1-4): 85-108. DOI:10.1016/S0025-3227(98)00174-1 |
| [31] |
Nan F, Xue H, Yu F. Kuroshio intrusion into the South China Sea:A review[J]. Progress in Oceanography, 2015, 137: 314-333. DOI:10.1016/j.pocean.2014.05.012 |
| [32] |
Cheng X, Huang B, Jian Z, et al. Foraminiferal isotopic evidence for monsoonal activity in the South China Sea:A present-LGM comparison[J]. Marine Micropaleontology, 2005, 54(1-2): 125-139. DOI:10.1016/j.marmicro.2004.09.007 |
| [33] |
Clemens S C, Prell W L, Sun Y, et al. Southern Hemisphere forcing of Pliocene δ18O and the evolution of Indo-Asian monsoons[J]. Paleoceanography, 2008, 23(4). DOI:10.1029/2008PA001638 |
| [34] |
Tian J, Wang P, Chen R, et al. Quaternary upper ocean thermal gradient variations in the South China Sea:Implications for east Asian monsoon climate[J]. Paleoceanography, 2005, 20(4). DOI:10.1029/2004PA001115 |
| [35] |
Zheng F, Li Q, Li B, et al. A millennial scale planktonic foraminifer record of the mid-Pleistocene climate transition from the northern South China Sea[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2005, 223(3-4): 349-363. DOI:10.1016/j.palaeo.2005.04.018 |
| [36] |
Sun X, Luo Y, Huang F, et al. Deep-sea pollen from the South China Sea:Pleistocene indicators of East Asian monsoon[J]. Marine Geology, 2003, 201(1-3): 97-118. DOI:10.1016/S0025-3227(03)00211-1 |
| [37] |
Tian J, Wang P, Cheng X. Pleistocene precession forcing of the upper ocean structure variations of the southern South China Sea[J]. Progress in Natural Science, 2004, 14(11): 1004-1009. DOI:10.1080/10020070412331344701 |
| [38] |
Li L, Li Q, Tian J, et al. A 4-Ma record of thermal evolution in the tropical western Pacific and its implications on climate change[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2011, 309(1-2): 10-20. DOI:10.1016/j.epsl.2011.04.016 |
| [39] |
Herbert T D, Peterson L C, Lawrence K T, et al. Tropical ocean temperatures over the past 3.5 million years[J]. Science, 2010, 328(5985): 1530-1534. DOI:10.1126/science.1185435 |
| [40] |
Martínez-Garcia A, Rosell-MeléA, McClymont E L, et al. Subpolar link to the emergence of the modern equatorial Pacific cold tongue[J]. Science, 2010, 328(5985): 1550-1553. DOI:10.1126/science.1184480 |
| [41] |
Sun Y, Clemens S C, An Z, et al. Astronomical timescale and palaeoclimatic implication of stacked 3.6-Myr monsoon records from the Chinese Loess Plateau[J]. Quaternary Science Reviews, 2006, 25(1-2): 33-48. DOI:10.1016/j.quascirev.2005.07.005 |
| [42] |
Hao Q, Wang L, Oldfield F, et al. Delayed build-up of Arctic ice sheets during 400, 000-year minima in insolation variability[J]. Nature, 2012, 490(7420): 393-396. DOI:10.1038/nature11493 |
| [43] |
Guo Z, Berger A, Yin Q, et al. Strong asymmetry of hemispheric climates during MIS-13 inferred from correlating China loess and Antarctica ice records[J]. Climate of the Past, 2009, 5(1): 21-31. DOI:10.5194/cp-5-21-2009 |
| [44] |
Yin Q, Guo Z. Strong summer monsoon during the cool MIS-13[J]. Climate of the Past, 2008, 4: 29-34. DOI:10.5194/cp-14-2071-2018 |
| [45] |
Jian Z, Wang P, Saito Y, et al. Holocene variability of the Kuroshio current in the Okinawa Trough, northwestern Pacific Ocean[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2000, 184(1): 305-319. DOI:10.1016/S0012-821X(00)00321-6 |
| [46] |
Liu C, Cheng X. Exploring variations in upper ocean structure for the last 2 Ma of the Nansha area by means of calcareous nannofossils[J]. Science in China, 2001, 44(10): 905-911. DOI:10.1007/BF02907082 |
| [47] |
Romero O, Schmieder F. Occurrence of thick Ethmodiscus oozes associated with a terminal mid-Pleistocene Transition event in the oligotrophic subtropical South Atlantic[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2006, 235(4): 321-329. DOI:10.1016/j.palaeo.2005.10.026 |
| [48] |
金海燕, 翦知湣, 乔培军, 等. 中更新世气候转型期西太平洋暖池的表层海水温度和氧同位素变化[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2012, 32(4): 107-113. Jin Haiyan, Jian Zhimin, Qiao Peijun, et al. The sea surface temperature and oxygen isotope changes in the western pacific warm pool during the Mid-Pleistocene Transition period[J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2012, 32(4): 107-113. |
Abstract
After the mid-Pleistocene Transition(MPT)and the mid-Brunhes Event(MBE), the Late Quaternary glacial cycle with a powerful ca.100-ka cycle was finally established. Tropical forcing involving the global carbon reservoir, sea surface and thermocline temperature changes in the tropical Pacific has been proposed to have a significant impact on global climate change. However, studies about the changes in the thermocline of the northern South China Sea(SCS), especially that of the MBE, are relatively short, not to mention that there still lacks any in-depth exploration that links the monsoon evolution and the upper-ocean dynamics. Here we analyze the oxygen and carbon stable isotopes of surface-dwelling and subsurface dwelling planktonic foraminifera, Globigerinoides ruber and Pulleniatina obliquiloculata, respectively, from the sediment records of Site U1501 (18°53.09'N, 115°45.95'E; 2846 m depth)drilled by the International Ocean Discovery Program(IODP)Expedition 368. In this work, we analyzed a total of 230 samples from the depth range of 0~46 m at Hole U1501C. The age model, covering the last 1.5 Ma, was established by comparing the planktonic foraminiferal δ18O record of U1501 with the LR04 stack and the planktonic δ18O of ODP1146. Using the stable isotopes of the two planktonic foraminifera, the Middle- to Late-Pleistocene orbital-scale variations in the upper-water structure of the northern SCS was reconstructed. The results show that the peak glacial values of both the surface and subsurface δ18O gradually became heavier after 0.9 Ma and 0.4 Ma, accompanying with an increase in their glacial-interglacial ranges, while their difference indicates that the upper-water temperature gradient decreased at around 0.9 Ma and 0.6 Ma. These trends consistently suggest a response of the northern SCS upper-ocean to the expansion of the Northern Hemisphere ice sheet and the enhancement of the East Asian winter monsoon. During the MPT, changes in glacials were stronger than those in interglacials, and the subsurface seawater temperature decreased more significantly than the surface. During the MBE period, the surface seawater became colder and the subsurface water remained relatively stable. After MBE, both the surface and subsurface δ18O fluctuate more strongly on the glacial-interglacial cycle, and the surface seawater became significantly warmer during the interglacial periods while the subsurface seawater became colder during the glacial period. In MIS 13, an important interglacial just before MBE, the relatively more positive surface δ18O in U1501C reflects a relatively cold interglacial, which is apparently contrary to the warm and wet conditions recorded in Chinese Loess Plateau, and thus indicating a reduced latitudinal gradient over the East Asia during MIS 13. The synchronous heavier δ13C of the two planktonic foraminifera at ca. 0.5 Ma(δ13Cmax-Ⅱ)in Site U1501 suggests that the carbon isotope maximum events(δ13Cmax)may be related to an increased land reservoir of 12C due to enhanced summer monsoon, or a change in the ratio between oceanic organic/inorganic carbon pools due to increased terrigenous nutrient input. The greatly decreased surface-subsurface δ13C gradient in the U1501C records may suggest an enhancement of upper-ocean mixing in the northern South China Sea during δ13Cmax-Ⅱ.