第四纪研究  2020, Vol.40 Issue (3): 712-725   PDF    
末次冰消期太平洋地区大洋通风研究及展望
杨岭1,2,3, 周卫健1,2, 程鹏1,2     
(1 中国科学院地球环境研究所, 黄土与第四纪地质国家重点实验室, 陕西 西安 710061;
2 国家加速器质谱中心(西安), 陕西 西安 710061;
3 中国科学院大学, 北京 100049)
摘要:作为对气候变化敏感的温室气体,CO2的变化和气候变化密切相关。末次冰消期(18.0~11.7 ka)以来CO2含量的大幅波动和大洋环流格局变化密切相关,尽管北大西洋和南大洋环流格局变化显著,但对于太平洋地区环流格局变化及其如何响应CO2含量变化的波动尚无明确定论,合理阐述太平洋地区通风演变历史及其机制将有助于理解不同气候系统之间的相互作用机制。本文综述了末次冰消期以来太平洋地区大洋通风的研究现状,认为在冰消期冷期北太平洋主要被活跃的北太平洋中层水占据,而南太平洋则被携带有亏损碳库特征的南极中层水所占据,在冰消期暖期则恢复到现在的气候状态,这样的变化和大洋环流格局及CO2浓度的变化密切相关。冰消期南北源水团的相互竞争可能主导着太平洋对全球气候的响应。另外,大洋表层储库年龄及深层水研究的缺乏极大地限制着当前太平洋地区大洋通风的研究。而不同深度的水团尤其是中层水的综合演化亟须建立。
关键词末次冰消期    大洋通风    太平洋    放射性碳    
中图分类号     P721;P532                     文献标识码    A

0 引言

冰期-间冰期气候旋回主导着第四纪的气候演化[1]。作为最近一次的气候频繁转化阶段,冰消期气候系统大幅的变化对理解气候系统之间的相互作用至关重要。末次冰盛期(18 ka)以来,在地球气候系统中扮演重要角色的大气CO2浓度上升了90 ppmv左右[2],而相应的大气14C组成也发生了很大的变化[3],尤其是Heinrich 1冷阶(HS1)190 ‰的下降[4]。尽管地球磁场变化可以部分解释14C的变化[4],但并不能同时解释CO2的变化,而大洋的环流格局变化被认为是主要原因[5]。目前大量的研究认为末次冰消期的大洋环流格局和现在不同[6~7],在末次冰消期冷阶的时候,大西洋经向翻转流(Atlantic Meridional Overturning Circulation,简称AMOC)减弱,北半球变冷,热带辐合带(Intertropical Convergence Zone,简称ITCZ)南移,南半球相对变暖,西风带南移,南大洋海冰后撤、翻转流加强,从而向大气中释放CO2[8~9]。同时由于冰期大量海冰的存在,南大洋部分水团会因盐度增加被孤立在深海,从而富集了大量亏损的14CO2,在冰消期冷阶的时候,由于南大洋翻转的增加,这些亏损14C的水一部分会和大气交换释放14CO2,一部分会在环流的作用下,将亏损的信息输送到全球各个大洋,并择机释放,在增加大气CO2的同时减少大气的14C含量[8~12]。尽管北大西洋和南大洋在这一过程中起到了重要作用,但有关太平洋地区如何响应这些气候信息知之甚少,尤其是末次冰消期以来太平洋地区大洋环流格局的变化。作为衡量大洋环流的重要指标,大洋通风可以很好地揭示过去大洋环流格局的变化[13]

大洋通风是指和大气最后一次充分交换的海水从表层进入到深海的过程[13~15],这个过程所花费的时间即指大洋通风时间,通风时间越长,表明通风越差。以当前大洋环流为例,北大西洋通风时间最短,其次是南大洋,然后是太平洋和印度洋[16]。由于大洋环流翻转时间相对14C的半衰期来说是很短的,所以14C是一个研究大洋通风的有效工具[17]。鉴于海水的环流运动,当前大洋通风研究主要关注与大气充分交换的表层海水和中/深层海水之间的放射性碳年龄差[13]。若其年龄差大于(等于)现代同一地点的海水通风年龄,那就说明过去大洋通风状况比现代差(和现在类似),也即大洋通风(没有)发生改变。大洋通风的变化往往意味着海水环流的异常,如通过对加利福尼亚附近海域的研究,Marchitto等[9]认为该区域受到了亏损碳库的影响,Okazaki等[7]通过对北太平洋的研究,认为冰消期存在太平洋经向翻转流(Pacific Meridional Overturning Circulation,简称PMOC)的形成。对大洋通风的研究将有助于恢复冰消期的大洋环流格局,有助于理解海洋对气候突变的响应及其机制,有助于理解气候系统内部的相互作用关系及预测未来地球气候系统变化趋势。

作为最大的大洋,太平洋是当前大洋环流系统下海洋CO2排放的主要排放区[18]。然而不同于现代,由于末次冰消期大洋环流格局发生了变化,一些研究认为在末次冰消期存在着和大西洋经向翻转流(AMOC)同样重要的太平洋经向翻转流(PMOC)[7, 19~21]。但一些研究也认为末次冰消期太平洋环流格局和现在差别不大,仅仅是大洋通风时间变慢了而已[22]。另外,虽然前人对于太平洋在冰消期的表现提出了一系列的假说,如大洋通道假说[23]、热液假说[24~25]、孤立的深海亏损碳库假说[4],但是仍存在较大的争议。在本文中我们将从大洋通风角度对末次冰消期太平洋地区大洋通风及环流格局研究现状加以总结,对研究过程中存在的问题加以讨论及展望。

1 大洋通风的研究方法

大洋通风研究主要是获取同一时间同一地点深水和大气的放射性碳年龄之差,然后与现在的通风时间进行比较,从而评价过去通风的好坏。所以目前主要是寻找能指示当时大气和深水放射性碳含量的物质,如深海珊瑚、浮游-底栖有孔虫、火山灰等,大体上主要有以下4种常用的研究方法: 1)B-P年龄方法;2)Projection年龄方法;3)B-A年龄方法;4)U系测年及14C方法。

1.1 B-P年龄方法

B-P年龄方法,意即底栖-浮游(Benthic-Planktonic)年龄方法,是指利用深海钻孔中同一层位的浮游-底栖有孔虫对之间的放射性碳年龄差进行计算[6, 14, 26]。这种方法假定底栖有孔虫的放射性碳含量可以代表深水的Δ14C组成,而浮游有孔虫的放射性碳含量可以代表表层海水的Δ14C组成,通过计算二者之间的放射性碳年龄差即可得到通风年龄。不过,由于表层海水并不能代表大气的Δ14C组成,所以一般会加上采样点的海洋表层储库年龄[27],以此代表通风年龄。

B-P年龄方法计算大洋通风时间简单方便,但仍需考虑沉积物的沉积速率、不同有孔虫的习性差异和大洋表层储库年龄的时空变异性。

1.2 Projection年龄方法

由于大洋表层储库年龄的不确定性和大气Δ14C值随时间的变化性,Adkins和Boyle[14]提出了计算大洋通风的projection方法:首先利用底栖有孔虫计算深水的Δ14C值,然后将该值沿着放射性碳衰变曲线进行回溯,回溯的衰变曲线和选定的标准大气Δ14C曲线的交点对应的年龄和底栖有孔虫放射性碳年龄之间的差值就是大洋通风年龄。

对于深层海水的Δ14C值,其计算方法如下[14]:

其中,8033是指Libby年[28](此时14C半衰期为5568年,平均年龄为8033年),8266是指放射性碳平均年龄,cal age是指有孔虫生存的时间[14]。Projection年龄方法相比B-P年龄方法更加准确,但这种方法要求水团形成后一直处于稳定的封闭状态,如果存在不同水团的混合,其Δ14C值就会发生变化,从而造成通风年龄的过大或过小[6, 29]

1.3 B-A年龄方法

B-A年龄方法也即底栖-大气年龄(Benthic-Atmosphere)方法,一般要求深海沉积物中要含有可以精确定年的指标,如火山灰。这种方法一般利用深海沉积物和陆地上相同的火山物质作为年代参考点,然后利用同一时间下底栖有孔虫和火山灰中可以代表大气14C组成的物质之间的放射性碳年龄差计算大洋通风时间[13, 30~31]

B-A年龄方法准确地限定了有孔虫的年龄,同时给出了同时代大气的14C含量,在原理上和B-P年龄类似。但这种方法也取决于深海沉积物中火山灰和陆上火山灰之间准确的对应关系[13]

1.4 U系测年及14C方法

U系测年及14C方法是基于深海珊瑚样品进行的。这种方法主要是通过测定珊瑚的U/Th比值和14C含量,经U系测年后利用同一时间浅海珊瑚和深海珊瑚之间的放射性碳年龄差求得通风年龄[13, 32],其中深海珊瑚的放射性碳组成被认为是深水的Δ14C值,而浅海珊瑚的放射性碳组成被认为是和大气充分交换的浅层海水的放射性碳组成。

由于深海珊瑚一般生活在水深500~2000 m处,不受其他生物扰动的影响,且可以精确定年,所以深海珊瑚在研究大洋通风方面具有不可比拟的优势[33]。但由于深海珊瑚材料的稀少,且并不是所有区域都适合用深海珊瑚进行大洋通风研究,所以目前利用深海珊瑚进行大洋通风的研究还比较少[32, 34~35]

另外,除放射性碳方法外,Nd同位素[36~37]13C[38~39]以及其他地球化学指标[40~41]也被用来指示末次冰消期大洋通风的变化,但相对较少。对于利用放射性碳计算大洋通风时间,实际上只要能找到反映当初大气和深海Δ14C值的材料便可,不过实际中最常用的还是B-P年龄方法。另外,精确的定年[42]以及准确量化大洋表层储库年龄将有助于准确计算大洋通风年龄,从而揭示过去大洋环流格局以及大洋环流对气候的响应。

2 当前研究现状

尽管大洋内部的变化被认为是造成末次冰消期以来大气CO214C含量变化的主要因素[4, 19, 43~44],但对大洋内部的变化机制及CO2的释放源区仍不甚清楚。Broecker等[45]曾提出孤立的深海碳库假说,认为冰期南大洋部分海水会由于大量海冰的存在以及盐析作用沉入深海形成孤立的深海碳库,其14C含量会因为衰变变得越来越少,随着冰消期南半球的回暖,这个具有亏损碳同位素特征的水团上涌并和大气进行交换,从而造成大气CO2的上升和14C含量的下降。南大洋曾发现的存在于冰期的最大的盐水团[46]恰好从侧面支持了这一假说,加利福尼亚附近海域的钻孔[9]更是直接记录了冰消期两次大气Δ14C的下降事件和北半球两次冷气候事件的同时发生,而这也意味着可能太平洋地区在末次冰消期的大洋环流格局和现在的大洋传送带[47]类似,并没有北太平洋深水的形成,只是通风时间比现在要多而已。

基于此,大量的研究[8~9, 48~49]试图在体积巨大的太平洋地区寻找这个孤立的亏损碳库证据。目前来自新西兰[31, 49]、赤道太平洋[43, 50]、加利福尼亚[9, 51]等地的实际观测都支持这一亏损碳库的存在,但是在南极中层水(Antarctic Intermediate Water,简称AAIW)的形成区[52]却没有发现这样的证据。另外,通过对当前太平洋地区大洋通风研究[6~9, 42~44, 49~78]的汇编,在北太平洋地区也没有发现这样的亏损碳库证据(详见图 1表 1)。

图 1 太平洋地区已有通风记录的钻孔分布 红色菱形代表未发现亏损碳库信息的钻孔,蓝色圆点代表发现亏损碳库信息的钻孔;当前北太平洋中层水(North Pacific Intermediate Water,简称NPIW)、南极中层水(AAIW)和赤道中层水(Equator Pacific Intermediate Water,简称EqPIW)的水团范围已在图中标出;钻孔信息详见表 1,部分钻孔名称已给出;水团分布范围来自Bostock等[41];图片通过Ocean Data View软件完成(https://odv.awi.de) Fig. 1 The distribution of researched drill about oceanic ventilation in the Pacific Ocean. The red diamond represents the drill without the characteristic of depleted carbon, while the blue circle represents the drill that had the characteristic of depleted carbon. Modern range of North Pacific intermediate water(NPIW), Equator Pacific intermediate water(EqPIW)and AAIW were given and marked with different colors. The detailed information of the drill was listed in the table 1, and partial drill name is given. Area of water mass was referenced by Bostock et al.[41], the figure was drawn by Ocean Data View(https://odv.awi.de)

表 1 太平洋地区已有通风记录的钻孔信息 Table 1 Drilling information of existing ventilation records in the Pacific Ocean

虽然计算[4]和模拟[79~80]的结果支持孤立的亏损碳库假说,但一些研究[17]认为这样的亏损碳库不可能存在,探测到的只是区域的异常,深海自身的变化就足以解释冰消期大气的异常变化[32]。而且即便存在这样的亏损碳库也会很快地和大气交换,并不会传播到很远的地方[32, 70]。同时来自深海热液的证据[24, 81]也使得亏损碳库的存在变得扑朔迷离,但末次冰消期以来大气CO2Δ14C的变化[82~83]确实印证着碳循环的变化。从现有证据看[6~9, 53~78, 84~85],似乎孤立亏损碳库的证据只存在于太平洋的南半球部分及东赤道太平洋附近,而末次冰消期西赤道太平洋、北太平洋的通风状况总体上和现今相似(见图 2)。可以说,末次冰消期太平洋的大洋环流格局和现在不尽相同。下面我们将分别从南北太平洋两方面来对当前大洋通风研究现状加以总结。

图 2 南北太平洋不同通风模式对比图 (a)大气CO2浓度[82](黑色线条)以及Δ14C含量[83](青色点线,黑色代表误差);(b)北太平洋地区末次冰消期大洋通风状况,包括钻孔CH84- 14[14]、LV28-4-4[66]、LV27-2-4[58]、LV29-114-3[61]、MD01-2420[44]、SO178-13-6[61]、MD01-2386[54]、GH02-1030[84]、KR02-15-PC6[63]、SO201-2-85KL[61]、MR06-04 PC04A[64]、MR01-K03 PC4和PC5[67],红色箭头代表北太平洋当前大洋通风年龄[13];(c)南太平洋地区末次冰消期大洋通风状况,包括钻孔CDH41[78]、ODP1240[73]、TR163-23[76]、MV99-MC19[9]、MD97-2121[31]、MV99-PC08[75]、PS75/059-2[24]、MV99-GC38[75],紫色箭头代表南太平洋当前大洋通风年龄[13] Fig. 2 Contrast map of different ventilation modes between North and South Pacific Ocean. (a)The concentration of CO2[82](black line)and atmospheric Δ14C content[83](cyan dot line, black represents error); (b)Oceanic ventilation condition of North Pacific in last deglacial, including the following drill:CH84-14[14], LV28-4-4[66], LV27-2-4[58], LV29-114-3[61], MD01-2420[44], SO178-13-6[61], MD01-2386[54], GH02-1030[84], KR02-15-PC6[63], SO201-2-85KL[61], MR06-04 PC04A[64], MR01-K03 PC4 and PC5[67], red arrow represents current ventilation age in North Pacific[13]; (c)Oceanic ventilation condition of South Pacific in last deglacial, including the following drill:CDH41[78], ODP1240[73], TR163-23[76], MV99-MC19[9], MD97-2121[31], MV99-PC08[75], PS75/059-2[24], MV99-GC38[75], purple arrow represents current ventilation age in South Pacific[13]
2.1 南太平洋及东赤道太平洋区域

目前在南太平洋及东赤道太平洋地区都发现存在着支持亏损碳库的证据,主要集中在西南太平洋[31, 49, 72, 85]、东赤道太平洋附近[43, 71, 76, 78]及东北太平洋低纬区[9, 51, 77]。但在东南太平洋[52]并没有发现末次冰消期大洋通风的异常。这些支持亏损碳库存在的研究在通风记录上主要呈现出冷暖相反的特征,即在冰消期冷期通风变弱,而暖期通风状况和现在类似。从气候记录上看,这样的通风年龄的增加和末次冰消期以来大气CO2浓度的两阶段增加以及大气Δ14C值的减少[86]基本上是同步的(图 2),尽管有些区域的研究并未在新仙女木冷阶探测到通风的异常[49]。从前人发现的具有亏损特征的水团的分布形态上看,这种含有亏损碳库证据的水团似乎呈现一种带状的分布[75],并且深度上从南到北变得越来越浅,如新西兰[24]发现的亏损14C的证据主要存在于2000~4300 m,东赤道太平洋附近[43]发现的亏损14C的证据存在于3100 m以下,加利福尼亚[9]的证据主要存在于705 m附近。

对于上述这种亏损碳库水团的带状分布及深度变化,大多数研究[73, 79]认为这是由于南极中层水(AAIW)向北输送具有亏损碳库特征的水造成的。Marchitto等[9]认为在末次冰消期冷阶的时候,由于AMOC的减缓,南大洋翻转增加,底层海水上涌,孤立的亏损碳库随着海水的上涌一部分和大气进行交换,一部分通过AAIW向北输送,并到达东赤道太平洋附近;而在暖阶段的时候,南极相对变冷,海冰增加,海水分层增加,含有亏损碳库的水团与上层海水的混合减少,AAIW携带相对富集14C的水团向北输送,导致南太平洋及东赤道太平洋附近通风加强,这意味着AAIW在大洋环流中扮演着重要的作用。至于东南太平洋未发现通风异常的现象,可能是由于风的作用[70]或是没有考虑大洋表层储库效应而造成的。

尽管大量的钻孔支持AAIW向北输送亏损碳库的信息[9, 73],但一些研究[17, 32, 70]认为这样的水团在向北输送过程中难免会和大气进行交换,基本上难以输送到赤道地区。而一些研究也认为在赤道太平洋附近检测到的冷阶段弱的通风可能是受到来自北太平洋亏损碳库的影响[50, 76, 78],不过目前并没有找到合适的证据支持。至于被大多数人忽视的海底火山或富CO2流体[25, 81]的作用范围有限,只能影响区域水团的14C组成[24, 75],并不是所谓的孤立亏损碳库的源头。虽然在南太平洋普遍忽视的大洋表层储库年龄可能意味着AAIW在向北传送过程中的逸散[85],但从南到北亏损碳库信息随深度的变化却不容忽视。

总体来看,孤立的亏损碳库在冰消期对太平洋的影响可能只局限于赤道太平洋以南的区域,而不是像现在那样位于赤道太平洋以北。而正是由于亏损碳库的存在,才导致南太平洋区域末次冰消期大洋通风时间大于现代的通风时间。而这也意味着在当前的海陆格局下,如果地球的气候从现代变化到类似HS1阶段的气候,AAIW对太平洋的影响可能只局限于南太平洋。至于目前尚未发现明显通风变化的东南太平洋区域以及可能的热液活动的影响仍需进一步的研究,最好是结合多个钻孔进行综合性研究,系统量化亏损碳库的空间分布和时间分布。

2.2 西赤道太平洋、北太平洋

不同于南太平洋,西赤道太平洋及北太平洋地区的研究并没有在末次冰消期发现明显的通风异常(图 2)。尽管北太平洋地区有孔虫保存差[29, 45],但4400 m的钻孔结果仍表明其通风和现今差不多[69]。另外,虽然东北太平洋的钻孔(W8709A-13PC,2710 m,42.1°N,125.8° W)[6]结果表明该区域在HS1期间通风变弱了,但其变化的量并不大;而白令海峡的钻孔(IODP U1340;1324 m)[87]结果发现的9000 a的通风年龄可能只是区域的异常。虽然北太平洋、西赤道太平洋的研究中发现其通风年龄在整个冰消期基本变化不大,而且和现在相似,但北太平洋的一些钻孔[7, 59, 67]结果却显现出在冰消期的两个冷阶段通风加强的特征,这和南太平洋典型的通风特征[9]相反。至于北半球东太平洋和西太平洋之间的差异,很可能是由于西边界流导致的[44]

考虑到末次冰消期北太平洋通风变化特征及其气候特征,Okazaki等[7]认为冰消期北太平洋环流发生了重组,起源于白令海峡的冰期北太平洋中层水向下扩张到2500~3000 m,PMOC形成从而导致HS1大洋通风的加强,而在Blling-Allerd(BA)暖期恢复到间冰期的那种大洋环流模式,通风相对变差。尽管Warren[88]从理论上排除了现代北太平洋深水的形成,但Rae等[19]认为末次冰消期冷期在西风带南移、东亚季风减弱、海洋盐度的反馈、AMOC减弱等的综合作用下会导致大洋分层减弱、北太平洋深水形成,支持大西洋-太平洋深水形成跷跷板。另外模拟[20]的结果也支持PMOC的形成,但要求白令海峡的关闭,其认为AMOC停滞时,西北太平洋变冷,热带辐合带南移,海冰的增加阻挡了北太平洋和北极的连接,并因为盐析作用导致北太平洋深水形成,通风加强;而当北半球回暖的时候,太平洋的水通过白令海峡进入北极,阻止深水形成。于13200~11800 a B.P.开始连通的北极和太平洋[55]和存在于北太平洋副极地的[57]咸水团也从侧面证实了这一点。

看起来似乎北太平洋深水的形成是造成末次冰消期北太平洋良好通风状况的原因,但来自白令海峡的研究结果却并不完全支持北太平洋深水的形成[61]。Kim等[40]通过对白令海峡北坡的3个钻孔进行研究,发现在冰消期冷阶由于海冰扩张、风强度增加,导致白令海中层水通风增强,另外由于海冰的存在,盐度增加,进入北太平洋中层的水增加,这促进了北太平洋中层水(NPIW)的形成;而在暖期的时候,海冰融化,淡水注入白令海,阿拉斯加暖流增强,白令海变深,中层水通风减弱,导致进入北太平洋中层的水减少,NPIW通风程度变差。其他的钻孔结果[61]也说明了这一点。也就是说,NPIW可能导致了冰消期北太平洋通风的变化,而不是北太平洋深水[22]。另外作为NPIW形成的两个源头,虽然鄂霍次克海和白令海峡的通风变化具有相似的特征[61],而白令海峡的变化可能起到了重要的作用,但大量的研究[58, 64]认为鄂霍次克海在冰消期对于NPIW的贡献大于白令海峡,其可能扮演了NPIW通风的源头。另外,Gorbarenko等[89]认为末次冰消期科迪勒拉冰架的崩解也对NPIW的通风起到了一定的作用。

总之,末次冰消期活跃的NPIW控制了北太平洋地区的大洋环流。但是对于NPIW不同来源的贡献仍不清楚,或许存在二者交替占主导的情况。另外,尽管Broecker和Clark[69]研究了4400 m的深海通风情况,但由于北太平洋地区的碳酸盐补偿深度较浅,北太平洋的深海钻孔仍较为缺乏,需要加强对北太平洋深海的研究,从而揭示北太平洋深海在末次冰消期气候变化中的表现。

3 末次冰消期大洋通风变化与气候变化

末次冰消期冷期携带有亏损碳库信息的AAIW充斥着南纬太平洋的大部分区域,而活跃的、通风良好的NPIW则占据了北太平洋地区,这样不同于现代太平洋大洋环流格局的状况印证着自末次冰盛期以来大洋环流格局的变化[6~7],而这与全球气候变化密切相关。末次冰盛期以来,地球气候经历了多个冷暖转换的阶段,其中冷期以北半球温度降低、AMOC强度减弱、ITCZ南移、西风带南移、南大洋上涌增强、大气CO2含量增加为特征,而暖期则大体与之相反[11, 86, 90]。在这一气候背景下(图 3a3c),大洋通风的变化必然受到全球气候变化[82~83, 91~92]的影响。在HS1阶段,由于北半球变冷、ITCZ以及西风带的南移,导致南大洋海冰减少、上升流增加,从而导致深海碳库的释放以及向北迁移的AAIW水团携带有亏损碳库的信息,从而影响了冰消期南太平洋的通风[9, 43, 90];而HS1阶段由于AMOC强度减弱、西风带南移、东亚季风强度减弱以及北太平洋海冰的反馈导致北太平洋中层水或深层水变得更加活跃,从而促使北太平洋通风的增加[19](图 3)。

图 3 南北太平洋通风变化和气候记录的对比 (a)大气CO2浓度[82](黑色线条)和大气Δ14C含量[83](青色点线,黑色代表误差)以及NGRIPδ 18O含量[91];(b)南太平洋通风[9]和北太平洋通风[7],其中南太平洋通风状况以Marchitto等[9]的研究为例;(c)北大西洋GGC5 (4550 m)钻孔Pa/Th记录[92],高值代表AMOC强度减弱,低值代表AMOC强度增加;(d)南大洋TN057-13-4PC(3648 m)钻孔蛋白石通量[90];(e)西北太平洋GH02-1030 (1212 m)钻孔Mg/Ca比值反映的海表面温度的变化[84];(f)东赤道太平洋PLDS-7G(3253 m)钻孔碳酸钙通量[96];(g)东北太平洋MD02-2489 (3640 m)钻孔底栖有孔虫δ 11B记录[19],高值代表深水的pH高值,低值代表深水pH低值 Fig. 3 Comparison between ventilation of Pacific and different climate record. (a)The concentration of CO2[82](black line), atmospheric Δ14C content[83](cyan dot line, black represents error)and content of NGRIPδ 18O[91]; (b)Ventilation of North Pacific[7] and South Pacific[9]; (c)Pa/Th record of drill GGC5 (4550 m)in North Atlantic[92], with high values represent weak AMOC, and low values represent strong AMOC; (d)Opal flux of drill TN057-13-4PC(3648 m)in the Southern Ocean[90]; (e)The change of sea surface temperature which was reflected by Mg/Ca value of drill GH02-1030 (1212 m)in Northwest Pacific[84]; (f)Carbonate flux of drill PLD-7G(3253 m)in Northwest Pacific[96]; (g)Benthic foraminifera δ 11B record of drill MD02-2489 (3640 m)in Northeast Pacific[19], which high value represent high pH of deep water and vice versa

另外,大洋通风的变化不仅受全球气候变化的影响,还会对气候系统造成一定的反馈。目前,较多的研究认为冰消期冷期南大洋的通风对末次冰盛期以来大气CO2浓度的显著增加具有重要作用[90, 93]。另外,上涌的南大洋底层海水也将亏损14C的海水带到了其他地方,从而影响了全球大气的14C含量[9]。在生物生产力方面,南大洋上涌的海水带来了大量的营养物质,从而促进了蛋白石通量的增加[90](图 3d)。至于HS1阶段NPIW的加强也改变了北太平洋区域海水的氧化还原状况,减少了海水的分层,改变了区域的营养结构,降低了区域的生产力[94];而到BA阶段,NPIW的减弱也部分地导致底层海水的普遍缺氧[40, 95],导致大量有机质层的形成以及海水pH[19]和碳酸钙通量[96]的增加(图 3f3g)。

从气候记录来看,末次冰盛期以来地球的气候经历了多次的冷暖转换阶段,从HS1到BA再到YD(Younger Dryas,新仙女木冷阶),然后过渡到全新世,大洋通风的变化和全球气候变化基本上是一致的(如图 3),而且相似的气候阶段有相似的表现特征。以末次冰消期太平洋为例,冷期活跃的NPIW向南向下入侵并占据北太平洋大部分区域,而南源的AAIW则向南退缩到赤道以南区域,同时大气CO2的含量增加;而暖期的情况则与之相反,大气CO2含量基本不变。如果这样的情况确实成立的话,那么在相同的海陆分布格局下,气候冷阶可能意味着大气CO2含量的增加以及活跃的北太平洋北源水(如NPIW)向南向下扩张并挤压南源水团的范围,而气候暖阶则可能意味着大气CO2含量的微弱波动以及南源水团越过赤道并极大地向北扩张。扩展到全球范围,气候冷阶可能意味着北大西洋深层水的变浅[92](图 3c)、南极底层水的北向扩张[79]、南大洋翻转的增强[90]以及北源的太平洋水团的扩张,而暖阶则与之相反。从气候记录上看,北太平洋沉积物中发现的千年尺度的、周期性存在的有机质沉积层以及大量的碳酸钙沉积意味着NPIW千年尺度的通风变换[64, 87, 97];而南大洋发现的蛋白石通量在每个Heinrich事件中的增加也暗示着每个Heinrich事件中南大洋上涌的加强以及CO2的释放[90],这些记录似乎表明大洋通风变化和气候变化之间的同步联系。然而目前对于冰消期以来大洋通风及大洋环流格局的变化仍没有取得共识,需要更多更细致的工作来揭示冰消期以来海洋的变化,从而可能阐明不同气候系统之间的作用及其机制。

4 总结与展望

大洋通风作为衡量大洋环流格局的重要手段,其可以帮助我们理解海洋过程对气候变化的响应以及影响。目前共包括B-P年龄方法、Projection年龄方法、B-A年龄方法、U系测年及14C方法等这几种方法,其中最常用的是B-P年龄方法。另外,通过对末次冰消期太平洋地区大洋通风研究现状总结,我们认为太平洋环流格局在末次冰消期发生了显著的变化。以NPIW和AAIW为代表的中层水在末次冰消期冷暖变化中扮演着重要角色。在冰消期冷期,NPIW向下向南扩张,海水分层减弱,从而导致北太平洋通风加强,区域海水氧含量增加,而AAIW则携带具有亏损碳库特征的水充斥着南太平洋地区,从而在一定程度上影响大气CO214C含量;而在冰消期暖期,NPIW范围缩小,北太平洋通风减弱,区域生物生产力增加,AAIW越过赤道向北入侵,影响范围扩大。这样的南北水团的相互竞争受全球气候变化的影响,同时改变着冰消期太平洋的环流格局,影响着区域的气候状况。

另外,尽管末次冰消期太平洋地区的大洋通风研究已经做了很多工作,但仍存在很多问题:

(1) 大洋表层储库年龄的重要性。大洋表层储库年龄的普遍忽视及错估使得通风时间的限定存在一定的问题,而表层储库年龄的时空分异性也使得其难以捉摸,准确评价冰消期大洋表层储库年龄及其随时间的变化将有助于合理理解海洋对气候变化的响应。

(2) 确切的年龄限定。常用的B-P年龄方法缺乏精准的定年手段,而珊瑚或火山灰等虽定年准确但往往较少。大力寻找可以准确定年的材料将有助于解决这一问题,尤其是在深海珊瑚分布区和环太平洋火山带附近。

(3) 中层水的综合演化框架。中层水可能在海洋中扮演了重要角色,如以AAIW和NPIW为代表的中层水团,但对其系统研究仍比较缺乏。加强中层水演化的系统研究将有助于认识海洋在气候变化中的作用。

(4) 深层水的研究。由于太平洋地区较浅的碳酸盐补偿深度以及技术的原因,深水的研究较为缺乏,尤其是北太平洋深水的研究极少,人们对深水在大洋环流及气候变化中所扮演的角色知之甚少,或许太平洋深水在冰消期也是一个亏损的碳库。另外,当前的研究主要集中在大陆坡上,对海洋的大部分区域一无所知,所以应当加强对深海的研究。

(5) 多指标综合研究。应加强多个指标的综合研究,从生物、温度、盐度、氧含量等不同角度理解大洋内部的变化,尤其是结合14C、Nd同位素、13C等来综合揭示大洋环流的变化,从而更好地理解大洋变化与气候变化之间的耦合及相互影响。

加强大洋通风研究,理解过去气候变化中各个系统之间的相互作用机制将有助于我们评估未来气候变化趋势,尤其是在当前我国海洋科学方兴未艾的现状下。

致谢: 感谢审稿专家和编辑部建设性的修改意见。

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Research and prospect of ventilation in the last deglaciation in the Pacific Ocean
Yang Ling1,2,3, Zhou Weijian1,2, Cheng Peng1,2     
(1 State Key Laboratory of Loess and Quaternary Geology, Institute of Earth Environment, Chinese Academy of Sciences, Xi'an 710061, Shaanxi;
2 National Accelerator Mass Spectrometry Center(Xi'an), Xi'an 710061, Shaanxi;
3 University of Chinese Academy of Science, Beijing 100049)

Abstract

As a sensitive climate indicator, the variability of CO2 is tightly related to climate change. The fluctuation of greenhouse gas during the last deglaciation(18.0~11.7 ka)was correlated with the change of oceanic circular pattern. However, it is still unclear how the oceanic circular pattern changed in the Pacific Ocean and how they respond to the variability of CO2 concentration in the last deglaciation, though there is significant change of circular pattern in the north Atlantic and southern ocean. Reasonable illustration about the ventilation history and mechanism will be contributed to understanding the interaction between different climate systems. This paper summarizes the research status of the last deglaciation oceanic ventilation in the Pacific Ocean. It is concluded that B-P age method, Projection age method, B-A age method, U series dating and 14C method can approximately calculate the ventilation age. And also, it is believed that in the cold period of the last deglaciation the North Pacific Ocean was mainly occupied by the vigorous North Pacific intermediate water, whereas the South Pacific Ocean was occupied by the Antarctic intermediate water carrying the characteristics of depleted carbon pool, and they returned to its current climate during the warm period. The existence of deeper north Pacific intermediate water and 14C depleted Antarctic intermediate water was influenced by the climate change, which in turn affect regional climate, such as pH, biological productivity, redox. Competition between the North and South Source Water mass during the deglaciation may dominate the response to the global climate of the pacific. However, the lacking research of the marine surface reservoirs and the deepwater has quite limited the current study of oceanic ventilation in the Pacific Ocean, and the comprehensive evolution of intermediate water is urgently needed.
Key words: last deglaciation    ocean ventilation    Pacific Ocean    radiocarbon