2021, Vol.41
罗斯冰架(Ross Ice Shelf)位于南大洋第二大的边缘海——罗斯海(Ross Sea), 是现今最大的冰架, 同时也是南极底层水的重要发源地, 是全球气候变化的重要驱动器之一[1~3]。现代观测数据显示, 随着近几十年来全球气候的变暖, 罗斯冰架东西部分呈现出不同程度的消融模式：根据冰流方向的不同以180°经线为界[4], 东侧部分冰架的冰山崩塌和冰架底部融化速率分别为45.9±4Gt/a和49.1±1.4 Gt/a[4]；西侧部分冰架则以冰山崩塌为主, 流失速率为100.4±8 Gt/a[4]；而整体上, 罗斯冰架融化逐渐加剧[4]。罗斯冰架的消融会向罗斯海陆架及其开阔大洋区输入大量的冰山以及融冰水, 导致水体层化, 影响南大洋水团之间的物质和能量交换, 限制南极底层水的形成, 引起海平面上升, 降低地球的反照率, 导致气候变暖进一步加剧[5~7]。
越来越多的研究指出, 更新世以来南极地区的冰架每次消长都会向陆架及周边海盆输入大量的冰筏碎屑(Ice Rafted Detritus, 简称IRD)[8~9], 因此罗斯海扇区沉积物中IRD的含量及其岩石矿物组成类型, 是重建罗斯海扇区冰架的消长历史以及反映其气候敏感度的重要指标[10~11]。目前, 对于上新世至早更新世罗斯冰架的演化历史已经有较为深入的研究, 例如位于现代罗斯冰架前缘的AND-1B站位中硅质软泥沉积与IRD沉积的旋回变化, 揭示了上新世5~3Ma期间罗斯冰架的消长受到地球斜率周期的主导[12~13], 至少存在28次消长旋回[14]。中更新世转型以来, 冰期-间冰期旋回幅度增大, 偏心率周期成为主导[15~16]。地球物理和沉积学证据表明, 罗斯冰架接地线(Grounding Line)在中晚更新世以来的多个冰盛期都曾经扩张至罗斯海陆架边缘, 冰架接地线的往复迁移使得罗斯陆架沉积记录中发育了多个不整合接触面[10, 13, 17~19]；相对而言, 罗斯海陆架外的开阔海区免受冰架接地的刨蚀, 更容易保存连续的沉积物记录。此外, 从罗斯冰架上分离的冰山携带着大量的IRD, 被表层风场和洋流搬运到离源区1000km以外的深海卸载IRD[20], 是冰架消融的标志沉积事件。Wilson等[21]利用阿德利地(Adélie Land)陆坡外的深海钻取的IODP318/U1361站位, 重建了晚更新世以来东南极冰盖威尔克斯地(Wilkes Land)扇区的消长历史, 分别在MIS11期、MIS9期和MIS5期受到表层海水温度上升的影响, 冰盖融化加剧。因此, 深海沉积记录在连续性上优于陆架沉积记录, 并且可能跨越了更长的时间尺度[14, 22~23]。
此外, 目前罗斯海扇区的陆架沉积研究普遍局限于末次冰盛期(Last Glacial Maximum, 简称LGM)[8, 14], 在晚更新世以来的4次完整的冰期-间冰期旋回中(MIS11~10期、MIS9~8期、MIS7~6期、MIS5~4期), 罗斯海扇区冰架的消长对于南大洋的物质能量运移以及底层水循环起到不可忽视的作用[21]。但是, 晚更新世以来罗斯海扇区冰架的演化历史仍存在许多空白。因此, 本文试图通过研究ANT31-R22岩芯的陆源粗组分含量、粗颗粒的岩石矿物组成类型及其变化规律, 重建晚更新世以来罗斯海扇区冰架的演化历史, 以及探讨其演化机制。
1 现代环境背景研究区位于罗斯海扇区的太平洋-南极洋中脊南侧, 维多利亚地(Victoria Land)北部深海区(如图 1)。研究区地形自南向北, 由平均水深530m的罗斯海陆架迅速过渡到大陆坡进入水深约3000m的边缘海盆[24]。罗斯冰架面积为5.2×105km2, 平均厚度达370m, 根据现代观测冰流方向以及罗斯陆架古海槽的分布, 以180°经线为界, 罗斯冰架由东南极冰盖(East Antarctic Ice Sheet, 简称EAIS)和西南极冰盖(West Antarctic Ice Sheet, 简称WAIS)共同补给[4, 24]。其中罗斯冰架西部由源自EAIS内陆并越过横贯山脉的冰流补给, 流域面积约为1.65×106km2；罗斯冰架东部由WAIS内陆的冰流补给, 流域面积约为0.75×106km2[10]。观测结果指出, 现代罗斯冰架西部的冰山输入量大于东部冰架的冰山输入量[4]。从冰架分离的冰山在强劲的南极陆坡流(Antarctic Slope Current, 简称ASC)的带动下(如图 1), 沿着南极大陆边缘做逆时针方向的漂移, 同时被下降风(Katabatic Wind)带离陆架边缘进入外海[25]。然而, 根据罗斯海陆架的古海槽-浅滩系统的分布规律[10], 以及研究区与罗斯海的相对位置(图 1), 推测罗斯冰架西部的IRD沉积记录能较好地保存在研究区, 而来自罗斯冰架东部的冰山需要经历更长的时间与路径才能进入该研究区。
|
图 1
研究区洋流、海冰分布范围、研究岩芯/站位以及罗斯海周边陆地地质特征
(a)南极大陆缩略图, 其中灰色放射状虚线网代表冰盖流向；(b)区域图中的橙色箭头代表环南极洋流(ACC), 橙色虚线代表了其影响范围[26], 蓝色箭头代表罗斯环流(Ross Gyre)[27], 绿色箭头南极陆坡流(ASC)[11]；透明白色区域代表现代常年性海冰分布范围, 透明黄色区域代表季节性海冰分布范围[28] 红色圆点为本文研究岩芯ANT31-R22, 黑色圆点为其他参考岩芯/站位(自西向东分别为IODP318/U1361站位、PC493岩芯和PS58/254岩芯)；罗斯海周边地区岩矿分布参考自文献[11] Fig. 1 Modern setting of core ANT31-R22 of the Ross Sea Sector(RSS). (a)A series of radial grey arrows show ice streams in the sketch map of Antarctica. (b)The arrows in the detailed map show three major currents surrounding RSS: orange arrows, Antarctic Circumpolar Current(ACC)[26]; blue arrows, Ross Gyre[27]; green arrows, Antarctic Slope Current(ASC)[11]. Orange lines illustrate the position of ACC[26]. And the yellow/white transparent layer shows the distribution of the seasonal sea ice/the perennial sea ice[28]. Solid dots in the sketch map (a) and the detailed map (b) show the coring locations. Red solid dot represents core ANT31-R22. Black solid dots represent the cores/sites referred in this study, including site IODP318/U1361, core PC493 and core PS58/254 from west to east. Geological map of RSS is cited from reference[11] |
罗斯海扇区的表层洋流系统主要由两支洋流影响：环南极洋流(Antarctic Circumpolar Current, 简称ACC)和南极陆坡流(ASC)。ACC受南半球西风带的驱动, 是全球三大洋物质和能量的重要通道, 然而在海底地形的制约下, ACC在罗斯海扇区与罗斯海陆架距离较远[26](图 1)；ASC则是受极地东风带的驱动, 位于陆坡锋面附近, 影响了罗斯海陆架水团和开阔海区之间的水体交换[9]。而ASC以北ACC以南的开阔海区受两个风带和地转偏向力的共同作用, 形成了顺时针流向的罗斯环流(Ross Gyre)[27], 因此该海域是深层水上涌并且与大气进行物质交换的重要场所[28~29]。
此外, 罗斯海扇区也是南大洋海冰广泛分布的重要区域。现代罗斯海扇区的海冰大部分是季节性海冰, 冬季可覆盖至60°S(图 1), 夏季则消退至陆架区内[4, 28]。如此大规模的海冰消长会影响深层水体上升的速率和底层水下沉的速率, 进而影响南大洋吸收大气CO2的过程[30]。近年来随着全球变暖, 罗斯冰架西部消融明显, 向罗斯海扇区输入了大量融冰水[4], 淡水输入降低了表层海水的盐度, 更利于海冰的形成, 罗斯海的海冰覆盖率呈现逐年增加的趋势[31]。
现代南极的基岩露头十分稀少, 绝大部分基岩都掩埋于厚实的常年冰盖之下, 并且冰盖的覆盖区域非常广阔, 携带的陆源颗粒来源混杂, 为准确判断南极周边深海沉积物来源带来了巨大的挑战[32]。研究表明, 东南极板块曾经历多次构造抬升运动, 使得晚元古代至寒武纪的变质岩基岩出露至地表, 同时基岩发育多套寒武至奥陶纪的花岗侵入岩体[33~35], 主要沿横贯山脉自南向北分布, 从元古代地层过渡至古生代、中生代地层(如图 1)；而西南极板块主体由泥盆纪或者更年轻的深成岩体组成[36~37], 主要岩石类型为变质沉积岩和变质火成岩[11], 且露头集中分布在马利伯德地北部, 罗斯冰架东部的上游地层由于被冰层覆盖, 其陆源信息尚不明确(如图 1)。罗斯海西岸出露的基底变质岩按变质程度划分为Koettlitz组和Skelton组, 岩石类型从大理石、石英岩过渡至片岩、片麻岩[38]。基岩上覆泥盆至三叠纪的Beacon超群变质沉积岩, 其内部发育了侏罗纪Ferrar组辉绿岩侵入岩脉, 在罗斯海西岸的麦克默多海峡(McMurdo Sound)附近, 还出现多套火山运动留下的火成岩[39]。
2 材料与方法 2.1 材料来源本文研究的材料来源于“雪龙”号中国第31次南极科学考察航次, 在罗斯海西北部维多利亚地(Victoria Land)北岸外海区钻取的重力岩芯ANT31-R22样品(简称R22), 该岩芯位于173.152°E, 67.215°S, 水深2906m(见图 1和表 1)。该岩芯长度达412cm, 整体呈棕色, 部分层位沉积颗粒粒径达中砂。对R22岩芯按2cm间隔取样, 共获得206个样品。
|
表 1 本文中研究岩芯及其他岩芯/站位信息 Table 1 Detailed information about the cores/sites in this study |
本文对R22岩芯进行的分析包括, 浮游有孔虫Neogloboquadrina pachyderma(sin.)(Nps)氧同位素测试和AMS14 C测年、硅藻地层种的鉴定、冰筏碎屑(>250μm)数量统计、IRD岩矿组成鉴定和统计, 以及粒度分析。其中, AMS14 C测年为挑取浮游有孔虫Nps(>150μm)壳体后送往美国加州大学尔湾分校放射性碳测年实验室进行测年, 其他测试和统计工作都在同济大学海洋地质国家重点实验室进行。
冰筏碎屑数量统计：取10~15g干样经过热水浸泡48 h, 经孔径为63μm的筛子冲洗, 烘干后称重, 再依次用孔径为150μm和250μm的筛子干筛, 由此得到>63μm、>150μm和>250μm这3个粗组分；然后根据数量的多少将>250μm的组分平均分成4份或8份, 在显微镜下对均分后的颗粒进行统计, 每一份的陆源颗粒统计个数均大于250个, 以此得到>250μm组分中陆源颗粒的数量。参考Teitler[42]给出的IRD指标计算公式, 并且为了更好地与其他岩芯/站位的IRD指标进行对比, 本文建立了3个陆源粗组分指标IRDall frac.、IRDtotal terri.和IRD>250μm。公式如下：
|
(1) |
|
(2) |
|
(3) |
公式(1)表示单位重量的全样中(包括细颗粒组分与生源组分)粒径>250μm的陆源颗粒个数(IRDall frac.), 公式(2)表示单位重量的非生源组分中(包括细颗粒组分)粒径>250μm的陆源颗粒个数(IRDtotal terri.), 公式(3)表示单位重量的>250μm组分中(包括生源组分)粒径>250μm的陆源颗粒个数(IRD>250μm), 本文将参考以上3个指标作为IRD指标, 并在下文讨论了三者的关系, 以及细组分和生源组分对不同IRD指标的影响。
碳酸钙含量测定：研磨适量干样, 取研磨后的样品0.1g左右用于测试。先取小于0.1g的碳酸钙标样于二氧化碳真空气压泵中, 记录质量, 使其与体积比为1：3的稀盐酸反应, 记录产生的气压值, 测试标样至少3组, 得到标准工作曲线。取0.1g左右研磨好的干样于密封气压计中进行测量, 通过记录产生的二氧化碳体积, 经过标准工作曲线计算得到样品全样中碳酸盐的百分含量。
浮游有孔虫Nps氧同位素分析：从>250μm的样品中挑出大小基本一致、壳面洁净的Nps壳体20枚左右。将处理好的Nps壳体用Finnigan MAT 252型稳定同位素质谱仪测定氧同位素的比值, 并通过国际标样NBS19与国际Pee Dee Blemnite(PDB)尺度进行衔接, δ18O的测试误差是±0.07 ‰ [45]。
AMS14 C测年：包括5个层位浮游有孔虫Nps的测年, 分别在深度0~2cm、20~22cm、30~32cm、44~46cm和60~62cm挑取了足量的浮游有孔虫Nps壳体(约800~1000个)进行AMS14 C测年(见表 2)。所得测年数据用Calib Rev 7.0软件和Marine 13校正曲线进行日历年计算[46~47]。并以南大洋区域常用的碳储库年龄1300a作为碳储库年龄[48~49]。
|
|
表 2 ANT31-R22岩芯的AMS14 C测年数据及其校正年龄 Table 2 AMS14 C dating results on N.pachyderma(sin.)from core ANT31-R22 |
硅藻种属鉴定：主要参考德国阿尔弗雷德·魏格纳极地与海洋研究所(Alfred Wegener Institute, 简称AWI)微体古生物室的标准方法进行硅藻制片[50], 本文根据Zielinski和Gersonde[51]提供的硅藻图版仅鉴定地层标志种Actinocyclus ingens用于辅助岩芯地层年龄模式建立, 该地层种的末现面出现在0.4Ma左右。
岩矿分析：按照不同的岩石矿物类型, 将陆源粗组分统计中得到的>250μm组分的屑样在显微镜下进行分类并统计, 然后与>250μm组分中总陆源颗粒数量相比, 得到不同种类岩矿组分的数量百分含量。其中, 每一份样品统计的陆源粗颗粒总量均大于250个。
研究岩芯的岩石矿物类型一共鉴定出了约10种陆源颗粒：棱角-半棱角状透明石英、无明确晶形的石英岩/燧石、棱角状黄褐色至肉色长石颗粒、花岗岩、片麻岩、闪长岩、碎屑岩、黑云母和少量角闪石颗粒。但是除了长英质颗粒外其余岩矿组分的含量较低, 且长英质颗粒是最常见的造岩矿物[42, 52]。因此, 按照研究区周围的地层岩性分布, 并且根据粗颗粒表面结晶矿物的种类、结晶程度、排列方式以及粗颗粒原生表面的颜色, 将陆源颗粒分成了长英质颗粒、酸性火成岩、基性火成岩、变质岩和碎屑岩5个组分, 并分别在显微镜下对代表性颗粒进行了拍照(如图 2)。
|
图 2
罗斯海扇区ANT31-R22岩芯陆源粗组分的部分岩石矿物类型
(A)花岗岩(Granite)；(B)石英颗粒(Quartz)；(C)长石(Feldspar)；(D)碎屑岩(Clasolite)；(E)石英岩/燧石(Quartzite/Chert)；(F)片麻岩(Gneiss)；(G)闪长岩(Diorite)；(H)黑云母(Biotite) 图中白线为比例尺, 仅图B中为250μm, 其余均为500μm Fig. 2 Partial coarse-grained rocks and minerals from core ANT31-R22 in the Ross Sea Sector. White solid line shows scale 250μm in fig.B, while others scale 500μm in the rest of figures |
粒度分析：称取约0.15g低温(50℃)烘干样品, 经30 % 的双氧水去除有机质、10 % 的盐酸去除钙质壳体以及用2mol/L Na2CO3溶液水浴去除生源蛋白石后, 加入适量分散剂六偏磷酸钠((NaPO3)6), 煮沸1min, 使用Beckman Coulter LS 230全自动激光粒度分析仪测试粒度, 得到沉积物0.375~2000μm粒径的组分, 重复测试偏差≤1 %。并且计算了粘土(< 4μm)、粉砂(4~63μm)和砂(>63μm)这3个组分的百分含量以及分选系数(σ1)。
粒度分布的分选系数(σ1)计算公式根据Folk和Ward[53], 如下：
|
(4) |
公式(4)中, ϕ84、ϕ16、ϕ95和ϕ5分别代表在粒度筛上累积曲线上, 颗粒含量为84 %、16 %、95 % 和5 % 处所对应的ϕ值粒径。
3 结果 3.1 地层年代框架本文通过对比R22岩芯Nps-δ18O曲线与PC493岩芯的Nps-δ18O曲线[40], 同时和底栖有孔虫LR04-δ18O标准曲线比较[54], 结合AMS14 C测年结果和硅藻地层标志种Actinocyclus ingens的鉴定与统计, 来确定R22岩芯的地层年龄模式(图 3a)。R22岩芯顶部的AMS14 C测年结果为22.8ka(表 2), Nps-δ18O结果为4.42 ‰, 比PC493岩芯顶部的Nps-δ18O值3.7 ‰偏重[40]。因此, 本文认为R22岩芯的顶部沉积记录只保留至MIS2期, 其余的4个AMS14 C年龄控制点均在MIS3期, 其中44~46cm与60~62cm层位的AMS14 C年龄十分接近放射性碳同位素测年上限(约43500a)[47], 因此, 本文不采用这两个年龄控制点。根据Zielinski和Gersonde[51]南大西洋硅藻生物地层标志种的研究, 地层种A.ingens的末现面(Last Appearance Datum, 简称LAD)出现在MIS11期早期。R22岩芯的硅藻地层种A.ingens的鉴定发现, 该种主要集中出现在339~347cm层位, 该层位以上只在少数A.ingens零星出现, 339~347cm层位以下出现A.ingens个体的层位较为连续且数量稳定。因此, 将339~347cm层位定为MIS11期的沉积。然后通过对比R22岩芯和PC493岩芯Nps-δ18O的变化趋势[40], 依次确定了MIS3~13期的12个年龄控制点(表 3), 再加上3个AMS14 C测年控制点, 一共得到15个年龄控制点, 通过线性内插得出R22岩芯的年龄模式。该年龄模式表明, R22岩芯底部的年龄约为534ka(图 3b), 沉积速率变化范围在0.23~2.72cm/ka之间, 平均沉积速率为1.02cm/ka。其中, MIS3期沉积速率最高, 可达2.72cm/ka。
|
图 3 (a) LR04-δ18O标准曲线[54]、PC493岩芯浮游有孔虫Nps-δ18O曲线[40]和ANT31-R22岩芯浮游有孔虫Nps-δ18O曲线的对比(5个有孔虫AMS14 C年龄在右侧以箭头表示, 黑色表示参考控制点, 虚线箭头表示未参考年龄点；黑色点及短线代表硅藻A.ingens出现的层位)；(b)以选取的3个AMS14 C年龄控制点和12个Nps-δ18O年龄控制点(共15个控制点)建立了ANT31-R22岩芯的年龄框架以及该岩芯的沉积速率(深度-年龄转换曲线尾部的虚线代表按照上部沉积速率线性外推的岩芯底部年龄, 灰色直方图表示沉积速率(Sedimentation Rate, 简称SR)) Fig. 3 (a)Stratigraphic assignments of core ANT31-R22, based on AMS14 C dating and A.ingens positions, correlation to global benthic LR04-δ18O[54] and core PC493 Nps-δ18O records[40]. Five AMS14 C dates are shown at the right of the axis of depth. Black arrows and numbers indicating AMS14 C dates used in this study. Dotted line arrows and numbers indicate AMS14 C dates excluded in this study; (b)Age model of core ANT31-R22, based on 3 AMS14 C dates and 12δ18O age control-points. Black line calculated between the 15 age control-points. Dash black line extrapolated with the last two age control-points at the end of depth-age conversion curve. Sedimentation rates represented by the grey histogram |
|
|
表 3 罗斯海扇区ANT31-R22岩芯AMS14 C测年和Nps-δ18O地层年龄控制点汇总 Table 3 Summary of age-depth control points from core ANT31-R22(including AMS14 C and δ18O comparison) |
R22岩芯指标一IRDall frac.的变化范围为48~381枚/g, 平均值为170枚/g。有7个明显增加的时期, 分别位于MIS13期、MIS12期晚期、MIS11~10期、MIS9~8期早期、MIS8~7期早期、MIS6期以及MIS2期早期。
指标二IRDtotal terri.的变化范围为88~525枚/g, 平均值为251枚/g, 整体的峰值与变化趋势与指标IRDall frac.一致。两个指标的变化趋势在MIS13~11期、MIS7~5期和MIS2期早期与Nps-δ18O曲线相反(图 4)。
|
图 4 罗斯海扇区ANT31-R22岩芯浮游有孔虫Nps-δ18O、沉积物CaCO3含量、陆源粗组分指标(IRDall frac.(黑色)、IRDtotal terri.(灰色)和IRD>250μm)、粉砂/粘土比值、粒度分选系数σ1以及沉积物粒度组分的百分含量的对比 粉砂/粘土图中阴影曲线表示剔除3个峰值后7点平均的变化曲线；沉积物粒度包含3个组分：粘土(< 4μm)、粉砂(4~63μm)、砂(>63μm) Fig. 4 Coarse-grained terrigenous sediment proxies(IRDall frac. in black, IRDtotal terri. in grey line and IRD>250μm)in core ANT31-R22, compared to Nps-δ18O, CaCO3 content, silt/clay ratio, sorting proxy(σ1), clay(< 4μm), silt(4~63μm), sand(>63μm)contents in core ANT31-R22. Shaded bold line represented silt/clay ratio excluded 3 peak data points(7 points smoothed) |
指标三IRD>250μm的变化范围为228~5696枚/g, 平均值为1566枚/g。其整体的变化趋势与Nps-δ18O曲线基本相反(图 4), 晚更新世以来共出现7个较为明显的IRD含量的高峰, 分别位于MIS12期晚期、MIS11期晚期、MIS10期、MIS9期、MIS8/7过渡期、MIS6/5过渡期以及MIS2期早期。
R22岩芯的3个陆源粗组分指标(IRDall frac.、IRDtotal terri.和IRD>250μm)的峰值形态和峰值数量大小存在差异(如图 4), 但是在冰期-间冰期尺度下, 每个指标的峰值基本都能明确对应, 且三者的变化趋势与Nps-δ18O曲线趋势基本相反。
然而, 生源组分沉积对海洋沉积物中的陆源粗组分指标具有一定的稀释作用, 在一定程度上会影响IRD指标的可信度[42]。R22岩芯中CaCO3是最主要的生源组分, 生物硅与有机碳的含量相对低得多, 因此, CaCO3对陆源粗组分指标的稀释作用最为重要, 本文将CaCO3作为生源组分的代表展开讨论。
R22岩芯的CaCO3含量的变化范围为3.26 % ~57.54 %, 平均值为33.54 %。CaCO3含量的变化趋势与Nps-δ18O曲线对应较好, 与陆源组分指标基本呈现相反的变化趋势, 分别在MIS13期、MIS11期、MIS9~7期以及MIS5~3期含量较高, 超过30 %。结合对比IRDall frac和IRDtotal terri.可发现, CaCO3对于MIS13期、MIS8期和MIS2期的IRD指标峰值有明显稀释作用, 但是整体上对陆源粗组分指标的变化趋势没有太大的影响(图 4)。
3.3 粒度组分及分选度变化粒度分析结果显示, R22岩芯的陆源组分粒径范围为0.375~409.600μm, 按照粒径分成了粘土、粉砂和砂这3个组分(如图 4)。粘土组分(< 4μm)的变化范围是17.01 % ~51.55 %, 平均含量是40.07 %, 在冰期末期粘土组分的含量都有略微的上升；粉砂组分(4~63μm)的变化范围是37.25 % ~76.27 %, 平均含量为46.27 %；砂组分(>63μm)的变化范围是1.19 % ~30.88 %, 平均含量为13.66 %, 在MIS12期、MIS10期和MIS6期含量有所增加。
将粉砂组分的含量与粘土组分相比, 得到粉砂/粘土比值的变化范围为0.78~4.47, 平均值为1.19。粉砂/粘土比值变化幅度较大, 分别在MIS12期、MIS10期和MIS8期出现了3个突出的高值, 除此以外, 比值整体呈现冰期低间冰期高的趋势, MIS13期以来大致呈现了4个旋回变化。
根据计算公式(4), 计算得到R22岩芯陆源沉积组分的分选系数(σ1)的变化范围是1.60~3.12, 平均值为2.41(如图 4)。根据Folk和Ward[53]对沉积物分选程度的划分标准, R22岩芯沉积物绝大多数层位的分选系数>2, 属于差分选, 只在MIS13/12过渡期和MIS11期 < 2, 为较差分选。
3.4 陆源粗组分岩矿组成含量变化晚更新世以来R22岩芯陆源粗组分中长英质颗粒组分含量基本超过90 % 以上, 变化范围为84.8 % ~99.2 %, 平均值为93.9 % (图 5)。MIS13期以来一共出现了8次比较明显的下降, 具体分布在MIS13期、MIS11期(两次)、MIS8期、MIS8/7过渡期、MIS6期以及MIS4期(始末)。R22岩芯中酸性火成岩含量是陆源粗组分的次要组成成分, 因此, 其变化趋势基本与长英质组分相反, 变化范围为0~13.0 %, 平均值为3.4 %。酸性火成岩含量在MIS13期呈下降趋势, 随后其含量增加集中出现在MIS11期、MIS9期、MIS8期、MIS8/7过渡期以及MIS4期(始末)。基性火成岩的含量变化范围为0~3.2 %, 平均值约为0.6 %, MIS13期至MIS6期均有出现, MIS5期之后基本消失(如图 5)。变质岩含量的变化范围为0~5.0 %, 平均值为1.5 %, 整体变化趋势没有明显的冰期间冰期旋回。MIS13期变质岩含量较低, MIS12期末期开始逐渐上升, MIS3期呈现略微下降的趋势。碎屑岩的变化范围为0~4.5 %, 平均值约为0.6 %, 主要出现在MIS13晚期、MIS11~10期、MIS7期、MIS6末期、MIS5末期以及MIS3期。
|
图 5 罗斯海扇区ANT31-R22岩芯IRD指标和5种岩矿组分百分含量的对比 5种岩矿为长英质颗粒、酸性火成岩、基性火成岩、变质岩和碎屑岩 Fig. 5 Five major petrographic and lithic grain contents in core ANT31-R22, compared to IRD proxies in core ANT31-R22(Solid line: IRD>250μm, Dash line: IRDtotal terri.). Shown as quartz-feldspathic grains, acid igneous rock, basic igneous rock, metamorphic rock and clastic rock, respectively |
深海沉积物中的IRD沉积是冰山排泄的标志, 但是往往也会受到底流和浊流等强动力环境的改造[9]。因此为了判断底流或浊流搬运对R22岩芯沉积记录的影响, 本文计算了粒度分析中的分选系数σ1[9, 14, 55]以及粉砂/粘土比值[56]。
R22岩芯的分选系数σ1基本上大于2, 属于差分选, 说明研究区并没有受到明显的强底流影响(图 4)。而R22岩芯的粉砂/粘土比值在除去3个突出峰值后整体变化范围不大, 并且呈现冰期上升间冰期下降的4个冰期-间冰期尺度旋回(图 4), 表明在排除粗组分对沉积物粒度的稀释作用后, 细组分的分选度变化幅度较少, 主要受到了弱底流的再悬浮搬运作用。此外, 粉砂/粘土比值在冰期-间冰期尺度的变化反映了研究区的底流强弱受到了表层海冰消长与风带迁移的调控[56~58](图 1)：冰期极地东风带北移和海冰向北扩张, 会削弱研究区的底流, 导致细组分分选变差；间冰期西风带南移和海冰消退, 会增强研究区底流的搬运动力, 导致细组分的分选度变好[59~60]。因此, 本文认为R22岩芯所在的区域晚更新世以来是典型的南大洋深海区低能沉积环境, 底流动力较弱, 不足以改变沉积记录中的冰川排泄信号, R22岩芯的陆源粗组分指标可以较好地反映研究区冰山输入的IRD沉积事件。
本文通过对比3个陆源组分指标(IRDall frac.、IRDtotal terri.和IRD>250μm)来揭示R22岩芯IRD输入的变化。根据IRDall frac.的计算公式(1), 仅用沉积物>250μm组分中IRD的个数代表IRD输入量, 将沉积物细颗粒以及生源颗粒都归为了非IRD来源的背景值, 与IRDtotal terri.公式(2)相比, 受到了生源组分的稀释作用, 低估了IRD输入量(图 1)；然而, Licht和Hemming[32]指出冰在从内陆冰盖移动至冰架的侵蚀搬运过程中, 除了会搬运冰与基岩、颗粒与颗粒碰撞挤压形成的粗颗粒, 同时也会携带冰底与基岩表面摩擦形成的大量细颗粒[42], 这些大小参差的颗粒随着冰川延伸补充进入冰架, 在冰架前缘随着冰山崩塌搬运进入海洋沉积, 这其中的细颗粒部分甚至在数量和体积上都比>250μm组分中的IRD多得多。因此, 相比于IRDall frac.和IRDtotal terri., IRD>250μm在计算公式(3)中则完全剔除了细组分的影响, 这种计算方式的优势在于排除了底流等弱搬运动力对细组分颗粒的影响, 代表了>250μm组分中IRD的真实数量, 并且以>250μm组分中IRD的含量代表了细组分的IRD含量, 在一定程度上比其他两个指标具有更高的真实性。此外, 虽然本文并没有获得R22岩芯>250μm组分中准确的CaCO3含量, 但是根据全样中的CaCO3含量变化推断, IRD>250μm在MIS13期、MIS8期和MIS2期含量较低, 生源组分的稀释作用十分有限。
在冰期-间冰期尺度上, 3个指标的变化趋势基本一致(图 4)：冰期LR04-δ18O和Nps-δ18O偏重, 对应IRD输入增加；间冰期LR04-δ18O和Nps-δ18O偏轻, 对应IRD输入降低, 说明R22岩芯沉积记录中的IRD事件信号并不会受到指标背景值部分差异的影响[42]。但是在峰值数量以及峰态则有明显的差异, IRDall frac.和IRDtotal terri.在MIS12期的IRD峰值非常突出, IRD>250μm在MIS10~9期的峰值则更为显著(图 4)。然而, R22岩芯的Nps-δ18O值在MIS12期并不是晚更新世以来的最重值, MIS12期的分选系数σ1也比MIS10~9期的分选要小, 说明R22岩芯的IRD含量变化可能并不如IRDall frac.和IRDtotal terri.所示, MIS12期的输入量大于MIS10~9期的输入量；而应当与IRD>250μm一致, MIS10~9期的输入量大于MIS12期的输入量。
因此, 总结得出：IRDall frac.受细组分和生源组分的影响较大, 很大程度上低估了R22岩芯的IRD输入量；IRDtotal terri.虽然剔除了生源组分的稀释作用, 但是并没有考虑到细组分中IRD的输入量, 一定程度上也低估了IRD的真实输入量；而IRD>250μm仅用>250μm组分的IRD含量定性地指示IRD输入变化, 剔除了生源组分和细组分影响, 能更准确地反映R22岩芯的IRD输入量。但是值得注意, 虽然本文将IRD>250μm作为R22岩芯的最优指标加以讨论, 但是它仍不是准确的IRD输入量, 需要结合不同组分的数量、质量和体积等其他参数才能更完整地刻画准确的IRD输入量[42]。
4.2 IRD的来源罗斯海扇区R22岩芯的IRD长英质颗粒组分包括了棱角状透明石英、石英岩/燧石和长石/多晶石英, 因为长英质颗粒是绝大多数岩石的基础组成矿物, 同时其具有较强的抗风化能力, 能在冰川磨蚀作用下富集[11, 31]。因此, 在地层露头极少且冰川搬运规模庞大的南极大陆, 长英质颗粒的含量并不具有指示物质源区的意义[11, 18, 32]。
南极横贯山脉(Transantarctic Mountains, 简称TAM)至维多利亚地(Victoria Land, 简称VL)为东南极地层露头集中分布的区域, 为罗斯海扇区冰架冰川的物源分析提供了研究依据。现场考察资料指出, 在罗斯海西岸TAM中部的伯德(Byrd)冰川以北发育着一组寒武-奥陶纪的花岗岩岩脉, 一直分布至VL[32, 34, 39]；而位于罗斯海东岸的马利伯德地(Marie Byrd Land)也有古生代花岗闪长岩地层出露(图 1)。因此, 推测R22岩芯的酸性火成岩组分可能为罗斯海东西两岸源区输入的综合信号。变质岩在罗斯海扇区分布广泛, 地层年代也不尽相同, 位于现代罗斯冰架西部前缘麦克默多海峡(McMurdo Sound)附近的早寒武世变质岩种类包括了大理石、片麻岩和片岩[38], 而位于伯德冰川南部的早寒武世Breadmore组和Skelton组地层也发育了中低级变质岩层[32]。此外, VL北部也出露古生代变质岩地层, 因此, R22岩芯的变质岩可能受多个源区控制(图 1和5)；而罗斯海西岸广泛分布着侏罗纪Ferrar组地层, 从TAM南部出露一直延续至VL, 并且有可能大面积分布在威尔克斯地, 该地层的岩石类型为辉绿岩和玄武岩等基性火成岩[11]。结合罗斯海周边的出露地层岩性信息, Ferrar组地层是分布最为广泛和最为可靠的基性火成岩物源地层(图 1), 因此, R22岩芯的基性火成岩含量变化很可能反映了东南极冰盖对罗斯海扇区的陆源输入变化。此外, R22岩芯中碎屑岩含量较少, 由于颗粒较小, 一般的光学显微镜很难识别碎屑岩的矿物组成(图 2和5), 而罗斯海扇区分布着不同时代的变质火山岩和变质沉积岩, 它们包括Beacon超组、Byrd组、Wilson组甚至马利伯德地出露的古生代/新生代地层。因此, 碎屑岩是揭示该区域物源组成的潜在组分, 但是需要更进一步的分析手段才能解读其内含的物源信息[42]。
晚更新世以来, R22岩芯的IRD岩矿组成含量变化表明, 研究区的IRD源区从基性火成岩源区逐渐转变至酸性火成岩和变质岩为主的混合源区(图 5)。MIS13期至MIS12早期, 基性火成岩组分含量上升, 酸性火成岩含量逐渐下降, 变质岩组分基本小于2 % (图 5), 表明该时期研究区的IRD供给主要来自罗斯海西岸Ferrar组区域, 推测该时期源自罗斯海西岸横贯山脉-维多利亚地的IRD输入为主, 东岸的马利伯德地的火成岩与变质岩输入较少(图 1)。MIS11期, 基性火成岩含量与上一阶段相比略微下降, 酸性火成岩和变质岩的含量则有所增加(图 5), 这表明该时期以Ferrar组火成岩为代表的横贯山脉-维多利亚地物源区的IRD输入占比下降, 而东岸马利伯德地火成岩与变质岩物源输入占比增加。MIS10~7期, 酸性火成岩、基性火成岩和变质岩的变化大致同步, 变化趋势却各不相同：该时期内酸性火成岩占比基本稳定在3 % ~4 %；基性火成岩占比不稳定, 变化幅度剧烈；变质岩输入占比则逐渐增加(图 5)。这表明MIS10~7期以来横贯山脉-维多利亚地的IRD输入稳定性下降, 马利伯德地火成岩与变质岩输入可能有所上升(图 1)。MIS7~2期, 基性火成岩的含量明显下降, 变质岩含量保持在2 % 上下波动, 酸性火成岩含量除了在MIS4期始末明显增加基本保持稳定(图 5), 说明横贯山脉-维多利亚地物源区对于研究区的IRD输入逐渐减弱, 而马利伯德地火成岩与变质岩的输入可能成为研究区的主要物源区(图 1)。
但是, 罗斯海扇区的地层岩性分布十分复杂, 要准确恢复罗斯海扇区冰架的物源演化还需要结合细组分的放射性同位素定年以及碎屑热年代学等分析手段, 才能从物源区自身的迁移演化的角度更明确地揭示相同岩性不同年代的地层输入变化[61~64]。
4.3 IRD源区的冰山排泄史 4.3.1 冰期-间冰期的冰山排泄史虽然IRD沉积是冰山排泄最直接的沉积记录[65~66], 但是深海IRD沉积记录同时还受到了源区冰架(冰盖)稳定性、海平面高度、区域搬运动力和表层海水温度等环境要素的综合影响, 此外还受到纬度、地形等环境背景的制约[9, 42]。现代观测以及冰川沉积研究指出, 罗斯冰架接地线在暖水团的加热下最先发生消融, 将冰架中大量的陆源碎屑排泄在陆架区形成冰碛物[10], 能进入到研究区开阔海区的冰山数量较少。因此, 只有在冰盛期罗斯冰架接地线扩张至陆架边缘附近缩短了冰山运移至开阔海区距离之后, 随着气候系统的快速回暖, 冰架以冰山崩塌的形式快速消融, 才可能在边缘深海区输入携带大量IRD的冰山群[9, 41, 67]。此外, 冰盛期气候回暖过程中, 深部的水体循环恢复较为迟缓, 低温的海水环境可能为冰山长时间的保存和长距离的运移提供了必要条件[40, 42, 62]。
晚更新世以来, R22岩芯主要记录了罗斯海扇区4次冰消期IRD输入事件(图 6d)。虽然R22岩芯的Nps-δ18O指标并不能准确定量地指示研究区的温度变化, 但是其与太平洋扇区中高纬的DSDP594站位的夏季表层海水温度(SSTsummer)[44]变化基本一致(图 6c), 说明R22岩芯的Nps-δ18O曲线的变化模式可以指示罗斯海扇区冰期-间冰期尺度上的温度变化趋势(除了MIS13期)。在此基础上, 本文以R22岩芯Nps-δ18O指标作为研究区晚更新世以来的气候变化框架, 与IRD>250μm指标作对照(图 6d), 结果表明研究区IRD沉积主要分布在冰盛期与冰消期(MIS12晚期、MIS10~9期、MIS8/7过渡期和MIS6/5过渡期), 该沉积规律与上文提出的IRD输入模式较为一致：冰盛期冰架扩张, 为开阔海区的IRD排泄创造条件；冰消期冰架消融剧烈, 且距离开阔海区较近, IRD沉积增加；间冰期冰架消退至陆架区, IRD沉积较少。
|
图 6 南大洋4个岩芯/站位(ANT31-R22、IODP318/U1361、PS58/254和ODP177/1090)的IRD指标与生源组分/表层海水温度指标的对比 (a)冰芯EDC δD曲线[68]；(b)相对海平面高度(Relative Sea Level, 简称RSL)[23]；(c)ANT31-R22岩芯的Nps-δ18O曲线与DSDP594站位的夏季表层海水温度(SSTsummer)[44](阴影)的对比；(d)ANT31-R22岩芯的IRD>250μm指标(阴影)与Nps-δ18O曲线的对比；(e)IODP318/U1361站位的IRD指标(阴影)与Ba/Al曲线的对比[21], 图中星号表示该站位的IRD含量在327.8kaB.P. 超出坐标最大值, 达7.5 %；(f)PS58/254岩芯IRD指标(阴影)与生物硅曲线的对比[41]；(g)ODP177/1090站位IRDI(IRD index)指标[42](阴影)与PS2489-2岩芯SSTsummer曲线的对比[43], 其中虚线方框内的温度数据被认为是偏高的记录 Fig. 6 Comparison between IRD proxies in 4cores/sites with their biogenic proxies/Summer Sea Surface Temperature(SSTsummer)proxies, respectively. (a)Ice Core Dome C δD record[68]; (b)Relative Sea Level[23]; (c)Comparison between Nps-δ18O record in core ANT31-R22 with SSTsummer record (shadow)in site DSDP594[44]; (d)Comparison between Nps-δ18O record with IRD>250μm proxy(shadow) in core ANT31-R22; (e)Comparison between IRD proxy (shadow)with Ba/Al ratio in site IODP318/U1361A[21], the star-shaped mark represented one data point that plots off the scale with 7.5 % IRD at 327.8kaB.P.; (f)Comparison between IRD proxy (shadow)with biogenic opal in core PS58/254[41]; (g)Comparison between IRD index in site ODP177/1090[42] (shadow)with SSTsummer record in core PS2489-2[43], dash square indicates the temperature overestimate data points |
为了进一步明确R22岩芯IRD>250μm指标与罗斯海扇区冰架之间的联系, 本文还将R22岩芯IRD>250μm指标与Adélie地扇区的IODP318/U1361(简称U1361)站位IRD指标[21]进行了对比。考虑到两个沉积记录分辨率以及年龄框架的差异, 直接对比IRD记录会产生错误的结论, 尤其是MIS5~3期, 因此, 需要分别建立独立的沉积模式, 在一致的气候演化背景下进行对比才具有参考意义。在古海洋环境研究中, 生源组分指标通常被认为在冰期-间冰期尺度下是原位沉积(尤其是低能沉积环境), 可以反映区域整体海洋环境的综合变化[41, 69~70]；此外, R22岩芯与U1361站位的纬度相近, 推测两者在生源组分上并不存在“跷跷板式”的响应差异[71]。因此, 本文利用U1361站位的生源组分指标(Ba/Al)[21]指示Adélie地扇区边缘海区的海洋环境变化, 对比建立该扇区的IRD沉积模式(图 6e)。
U1361站位的IRD沉积模式[21]与R22岩芯一致, IRD沉积主要出现在冰盛期与冰消期(MIS12晚期、MIS10~9期、MIS8/7过渡期和MIS5早期)。此外, 在间冰期末期冰架重新开始扩张时, U1361站位也出现了IRD沉积(MIS13/12过渡期、MIS11/10过渡期、MIS7/6过渡期和MIS4期)(图 6e)。U1361站位间冰期末期出现的IRD沉积, 推测是Adélie地陆架边缘的小型冰川扩张形成的[21]。因为东南极陆架较窄, 近岸的冰川扩张会增加卤水的输入量, 大量卤水下沉会将陆架上沉积的冰碛物搬运至近源的深海区, 形成相对较粗的颗粒沉积[9, 55]。然而, U1361站位的地球化学指标指示了Ferrar组火成岩地层为陆源组分的重要源区之一[11, 21](如图 1)；同时, 罗斯海扇区至Adélie地扇区的边缘深海表层沉积物中40 Ar/39 Ar年龄组成相近[32, 62, 72]。因此, 本文认为冰消期两个站位的IRD沉积模式基本一致, 表明晚更新世以来罗斯海扇区冰架消融, 主要在冰盛期-冰消期阶段向开阔海区输入大量冰山, 冰山被下降风和ASC沿着东南极陆坡向西搬运至Adélie地扇区, 搬运过程中发生IRD排泄事件[25]；而在间冰期罗斯海扇区大部分的冰川沉积物都堆积在陆架上, 因此, 深海沉积物中IRD输入减少；间冰期末期冰架扩张, U1361站位更靠近Adélie地陆架, 可能受到近岸卤水下沉带来的粗颗粒沉积[9, 21], 而R22岩芯位置离陆架相对较远, 因而没有粗颗粒记录(图 1)。
此外, Wilson等[21]利用钕同位素恢复了U1361站位晚更新世以来的IRD物源变化, Adélie地扇区的物源从沿岸的Ferrar组地层逐渐向内陆迁移。这与R22岩芯的基性火成岩组分含量变化一致, 说明晚更新世以来罗斯海西岸的冰盖-冰架体系稳定性逐渐下降：在横贯山脉的分隔下, 罗斯海扇区的Ferrar组物源输入下降(如图 5, MIS7期以来), Adélie地扇区成为唯一的沉积场所, 并且Ferrar组物源呈现内陆迁移的趋势。
4.3.2 冰盖及纬度差异对IRD沉积模式的影响以横贯山脉为界, R22岩芯和U1361站位为代表的罗斯海扇区以及Adélie地扇区分别位于WAIS和EAIS两个冰盖区域, 然而两者的IRD沉积却呈现一致的变化模式, 这可能受到Adélie地扇区的威尔克斯冰下盆地的海拔影响, 威尔克斯冰下盆地位于海平面以下, 使得它成为研究EAIS对气候响应的重要窗口[21]。因此, 为了揭示WAIS和EAIS区域冰盖对R22岩芯的差异影响, 本文结合了能反映WAIS演化的深海沉积记录, 位于阿蒙森海(Amundsen Sea)深海洋盆的PS58/254岩芯(图 6f)[41]。此外, 本文还将R22岩芯与南大西洋ODP177/1090站位[42]进行对比, 以便揭示南大洋经向上IRD沉积模式的差异机制(图 6d~6g)。其中, 以上两个站位的对比框架建立均与U1361站位一致, PS58/254岩芯以其生源组分(生物硅)为框架(图 6f)；ODP177/1090站位以邻近PS2489-2岩芯的SSTsummer [43]为框架(图 6g)。
晚更新世以来, 位于ASC上游阿蒙森海扇区的PS58/254岩芯显示出与R22岩芯一致的IRD沉积模式, 即于冰盛期-冰消期IRD输入增加(图 6f)。Hillenbrand等[41]综合多项指标给出了和罗斯海扇区相似的冰期-间冰期冰架演化历史：冰盛期冰架扩张, 为开阔海区的IRD排泄创造条件；冰消期冰架消融剧烈, 向陆坡外开阔海区输入IRD, 其余阶段深海IRD沉积基本较少。虽然PS58/254和R22这两个岩芯都受到ASC的影响, 但是物源研究结果表明阿蒙森海扇区和罗斯海扇区的IRD物源分别来自各自扇区的基岩[11, 32, 41, 72]。因此, 本文认为罗斯海扇区与阿蒙森海扇区相同的IRD沉积模式反映的并不是ASC搬运导致的均一信号, 更可能反映了晚更新世以来太平洋扇区WAIS向周围陆架边缘海盆排泄IRD的沉积模式, 表明该区域的冰架在MIS13期以来的冰期-间冰期旋回中更为敏感, 在冰消期气候快速变暖时消融剧烈[68], 导致全球海平面迅速上升[23](图 6a和6b)；间冰期主要的冰架已经消退至陆架区, 为其后边缘开阔海区生产力的勃发提供条件[2, 41]。
然而, 东南极大西洋扇区中高纬海区的ODP177/1090站位呈现出了完全不一样的IRD沉积模式[42](图 6g)。该区域的IRD沉积仅集中出现在SSTsummer最低的冰盛期, 表明冰盛期较低的SST和北移的极地东风带是保证冰山顺利运移至亚极锋区释放IRD的必要条件[42]。因此, 高纬海域与中高纬海域IRD沉积模式的不同步表明了, 纬向上的表层温度梯度分布、风带迁移以及环流结构是影响南大洋沉积物中IRD沉积分布的重要因素。
综合以上岩芯和站位的IRD沉积模式(图 6d~6g), 本文总结对比了Adélie地扇区至阿蒙森海扇区的边缘海盆以及南大西洋中高纬的IRD沉积模式, 结果表明, 南极冰山排泄的IRD沉积从空间上分布广阔, 从陆架区延伸至中高纬海区；时间上冰山排泄事件也非常频繁, 几乎发生在冰期-间冰期旋回中的各个阶段。因此, 想要重建晚更新世以来不同扇区的冰山排泄规模, 还需要依靠更多连续并且稳定的深海沉积的IRD记录, 才能更全面地反演南极冰盖在冰期-间冰期尺度上的差异响应机制, 为预测未来海平面变化的气候模型提供更明确有力的古环境依据。
5 结论本文通过中国第31次南极考察在南极罗斯海扇区维多利亚地北岸外钻取的ANT31-R22岩芯沉积物的浮游有孔虫Nps-δ18O、浮游有孔虫AMS14 C测年、硅藻地层种鉴定、冰筏碎屑统计及其岩矿组成分析、碳酸钙含量测定、粒度等综合分析, 得出以下结论：
(1) 通过罗斯海扇区ANT31-R22岩芯沉积物的多项地层指标分析, 结合LR04-δ18O曲线和PC493岩芯的Nps-δ18O曲线进行对比, 建立了ANT31-R22岩芯的地层年代框架, 顶部年龄为22.8ka B.P., 底部年龄至MIS13期。
(2) 通过分析罗斯海扇区ANT31-R22岩芯沉积物中>250μm组分中冰筏碎屑的颗粒数量, 较好地反映了罗斯海扇区扇区的冰山排泄事件, 主要发生在冰盛期-冰消期阶段, 指示了罗斯冰架对于气候快速变化具有较高的敏感度。
(3) 根据罗斯海扇区ANT31-R22岩芯>250μm组分的陆源粗颗粒的岩矿组成及其含量变化, 晚更新世以来, 横贯山脉-维多利亚地Ferrar组基性火成岩区的冰山排泄多数集中在间冰期, 并且呈现逐渐下降的趋势, 在MIS6期后基本消失；罗斯海扇区变质岩的冰山输入量逐渐增加, 花岗岩区的冰山排泄较为稳定, 只在MIS11期、MIS8期和MIS4期排泄增加；表明横贯山脉-维多利亚地物源区输入逐渐减弱, 推测马利伯德地物源区的花岗岩和变质岩输入有所增加。
(4) 总结对比了包括ANT31-R22岩芯在内的多个岩芯/站位的IRD沉积模式, 重建了晚更新世以来南太平洋扇区西南极冰架的冰山排泄史。西南极地区冰架主要在冰盛期-冰消期阶段向周边海盆排泄IRD, 表明西南极太平洋扇区对于气候演变的高敏感度；在间冰期气候温暖, 西南极地区冰架后退至陆架区, 开阔海区的IRD沉积限制减少。此外, 西南极地区冰架在冰盛期扩张范围最大, 表层海水温度下降和极地东风带北移均为冰山向中高纬海区搬运提供了必要条件。
致谢: 感谢中国第31次南极科考队的全体科考队员和“雪龙”号全体船员为沉积物样品的采集所付出的艰辛努力。
| [1] |
Anderson R F, Ali S, Bradtmiller L I, et al. Wind-driven upwelling in the Southern Ocean and the deglacial rise in atmospheric CO2[J]. Science, 2009, 323(5920): 1443-1448. DOI:10.1126/science.1167441 |
| [2] |
Bostock H C, Barrows T T, Carter L, et al. A review of the Australian-New Zealand sector of the Southern Ocean over the last 30 ka(Aus-INTIMATE project)[J]. Quaternary Science Reviews, 2013, 74: 35-57. DOI:10.1016/j.quascirev.2012.07.018 |
| [3] |
Rintoul S R, Speer K, Sparrow M, et al. Southern Ocean Observing System (SOOS): Rationale and strategy for sustained observations of the Southern Ocean[J]. Classical Review, 2010, 54(1): 851-863. |
| [4] |
Rignot E, Jacobs S, Mouginot J, et al. Ice-shelf melting around Antarctica[J]. Science, 2013, 341(6143): 266-270. DOI:10.1126/science.1235798 |
| [5] |
McKay R M, Dunbar G B, Naish T R, et al. Retreat history of the Ross Ice Sheet(Shelf) since the Last Glacial Maximum from deep-basin sediment cores around Ross Island[J]. Paleogeography, Paleoclimatology, Paleoecology, 2008, 260(1-2): 245-261. DOI:10.1016/j.palaeo.2007.08.015 |
| [6] |
Purkey S G, Johnson G C. Warming of global abyssal and deep Southern Ocean waters between the 1990s and 2000s: Contributions to global heat and sea level rise budgets[J]. Journal of Climate, 2010, 3(23): 6336-6351. |
| [7] |
Purkey S G, Smethie W M, Gebbie G, et al. A synoptic view of the ventilation and circulation of Antarctic bottom water from chlorofluorocarbons and natural tracers[J]. Annual Review of Marine Science, 2018, 10(1): 503-27. DOI:10.1146/annurev-marine-121916-063414 |
| [8] |
黄梦雪, 王汝建, 肖文申, 等. 罗斯海西北陆架(JOIDES海槽)末次冰期以来冰架消融过程及水动力变化[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2016, 36(5): 97-108. Huang Mengxue, Wang Rujian, Xiao Wenshen, et al. Retreat process of Ross Ice Shelf and hydrodynamic changes on northwestern Ross continental shelf since the Last Glacial[J]. Marine Geology & Quaternary Geology, 2016, 36(5): 97-108. |
| [9] |
Patterson M O, McKay R, Naish T, et al. Orbital forcing of the East Antarctic Ice Sheet during the Pliocene and Early Pleistocene[J]. Nature Geoscience, 2014, 7: 841-847. DOI:10.1038/ngeo2273 |
| [10] |
Anderson J B, Conway H, Bart P J, et al. Ross Sea paleo-ice sheet drainage and deglacial history during and since the LGM[J]. Quaternary Science Reviews, 2014, 100: 31-54. DOI:10.1016/j.quascirev.2013.08.020 |
| [11] |
Cook C P, Hemming S R, Tina V D F, et al. Glacial erosion of East Antarctica in the Pliocene: A comparative study of multiple marine sediment provenance tracers[J]. Chemical Geology, 2017, 466: 199-218. DOI:10.1016/j.chemgeo.2017.06.011 |
| [12] |
Naish T, Powell R, Levy R, et al. Obliquity-paced Pliocene West Antarctic Ice Sheet oscillations[J]. Nature, 2009, 458: 322-328. DOI:10.1038/nature07867 |
| [13] |
Bart P J, Sjunneskog C, Chow J M. Piston-core based biostratigraphic constraints on Pleistocene oscillations of the West Antarctic Ice Sheet in western Ross Sea between North Basin and AND-1B drill site[J]. Marine Geology, 2011, 289(1-4): 86-99. DOI:10.1016/j.margeo.2011.09.005 |
| [14] |
Kim S H, Lee J I, McKay R, et al. Late Pleistocene paleoceanographic changes in the Ross Sea glacial-interglacial variations in paleoproductivity, nutrient utilization, and deep-water formation[J]. Quaternary Science Reviews, 2020, 239: 106356. DOI:10.1016/j.quascirev.2020.106356 |
| [15] |
Jamieson S S R, Sugden D E, Hulton N R J. The evolution of the subglacial landscape of Antarctica[J]. Earth and Planetary Science Letters, 2013, 1-27. DOI:10.1016/j.epsl.2010.02.012 |
| [16] |
Paelike H, Norris R, Herrle J, et al. The heartbeat of the Oligocene climate system[J]. Science, 2006, 314(5807): 1894-1898. DOI:10.1126/science.1133822 |
| [17] |
Scherer R, Aldahan A, Tulaczyk S, et al. Pleistocene collapse of the West Antarctic ice sheet[J]. Science, 1998, 281(5373): 82-85. DOI:10.1126/science.281.5373.82 |
| [18] |
Golledge N R, Levy R H, Mckay R M, et al. Glaciology and geological signature of the Last Glacial Maximum Antarctic Ice Sheet[J]. Quaternary Science Reviews, 2013, 78(11): 225-247. |
| [19] |
McKay R, Golledge N R, Maas S, et al. Antarctic marine ice-sheet retreat in the Ross Sea during the Early Holocene[J]. Geology, 2016, G37315.1. DOI:10.1130/G37315.1 |
| [20] |
Stewart R A, Mayberry S W, Pickerill M J. Composition of till in the vicinity of the Lake Ellen Kimberlite and implications for the source of diamonds in glacial sediments of eastern Wisconsin[J]. Prospecting in Areas of Glaciated Terrain, 1988, 8(1): 103-120. |
| [21] |
Wilson D J, Bertram R A, Needham E F, et al. Ice loss from the East Antarctic ice sheet during Late Pleistocene interglacials[J]. Nature, 2018, 561: 383-386. DOI:10.1038/s41586-018-0501-8 |
| [22] |
Hodell D A, Venz-Curtis K A. Late Neogene history of deep water ventilation in the Southern Ocean[J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2006, 7(9): 1-16. |
| [23] |
Elderfield H, Ferretti P, Greaves M, et al. Evolution of ocean temperature and ice volume through the Mid-Pleistocene Climate Transition[J]. Science, 2012, 337(6095): 704-709. DOI:10.1126/science.1221294 |
| [24] |
Smith W O Jr, Sedwick P N, Arrigo K R, et al. The Ross Sea in a sea of change[J]. Oceanography, 2012, 25(3): 1977-1981. |
| [25] |
Stuart K M, Long D G. Tracking large tabular icebergs using the Sea Winds Ku-band microwave scatterometer[J]. Deep-Sea Research: PartⅡ, 2011, 58(11-12): 1285-1300. DOI:10.1016/j.dsr2.2010.11.004 |
| [26] |
Carter L, Mccave I N, Williams M J M. Chapter 4 circulation and water masses of the Southern Ocean: A review[J]. Developments in Earth & Environmental Sciences, 2008, 8: 85-114. DOI:10.1016/S1571-9197(08)00004-9 |
| [27] |
Dotto T S, Alberto N G, Sheldon B, et al. Variability of the Ross Gyre, Southern Ocean: Drivers and responses revealed by satellite altimetry[J]. Geophysical Research Letters, 2018, 45: 6195-6204. DOI:10.1029/2018GL078607 |
| [28] |
Comiso J C, Cavalieri D J, Markus T. Sea ice concentration, ice temperature, and snow depth using AMSR-E data[J]. IEEE Transactions on Geoscience and Remote Sensing, 2003, 41(2): 243-252. DOI:10.1109/TGRS.2002.808317 |
| [29] |
Gruber N, Landschützer P, Lovenduski N S. The variable Southern Ocean carbon sink[J]. Annual Review of Marine Science, 2019, 11(1): 159-186. DOI:10.1146/annurev-marine-121916-063407 |
| [30] |
Delille B, Vancoppenolle M, Geilfus N, et al. Southern Ocean CO2 sink: The contribution of the sea ice[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans, 2015, 119(9): 6340-6355. |
| [31] |
Hobbs W R, Massom R, Stammerjohn S, et al. A review of recent changes in Southern Ocean sea ice, their drivers and forcings[J]. Global and Planetary Change, 2016, 143: 228-250. DOI:10.1016/j.gloplacha.2016.06.008 |
| [32] |
Licht K J, Hemming S R. Analysis of Antarctic glacigenic sediment provenance through geochemical and petrologic applications[J]. Quaternary Science Reviews: The International Multidiplinary Review Journal, 2017, 164: 1-24. DOI:10.1016/j.quascirev.2017.03.009 |
| [33] |
Fitzgerald P G. Tectonics and landscape evolution of the Antarctic plate since the breakup of Gondwana, with an emphasis on the West Antarctic Rift System and the Transantarctic Mountains[J]. Royal Society of New Zealand Bulletin, 2002, 35: 453-469. |
| [34] |
Sandroni S, Talarico F M. The record of Miocene climatic events in AND-2A drill core(Antarctica): Insights from provenance analyses of basement clasts[J]. Global and Planetary Change, 2011, 75(1-2): 31-46. DOI:10.1016/j.gloplacha.2010.10.002 |
| [35] |
Goodge J W. Metamorphism in the Ross Orogen and its bearing on Gondwana margin tectonics[J]. Special Paper of the Geological Society of America, 2007, 419: 185-203. DOI:10.1130/2006.2419(10) |
| [36] |
Tingey R J. The regional geology of Archaean and Proterozoic rocks in Antarctica[M]//Tingey R J ed. The Geology of Antarctica. Oxford: Oxford University Press, 1991: 1-73.
|
| [37] |
Siddoway C S. Tectonics of the West Antarctic Rift System: New light on the history and dynamics of distributed intracontinental extension[M]//Cooper A K, Barrett P J, Stagg H, et al. eds. Antarctica: A Keystone in A Changing World. New York: The National Academies Press, 2008: 91-114. http://www.nap.edu/catalog/12168.html.
|
| [38] |
Goodge J W, Williams I S, Myrow P. Provenance of Neoproterozoic and Lower Paleozoic siliciclastic rocks of the central Ross Orogen, Antarctica: Detrital record of rift-, passive-, and active-margin sedimentation[J]. Geological Society of America Bulletin, 2004, 116(9-10): 1253-1279. |
| [39] |
Hauptvogel D W, Passchier S. Early-Middle Miocene(17-14 Ma) Antarctic ice dynamics reconstructed from the heavy mineral provenance in the AND-2A drill core, Ross Sea, Antarctica[J]. Global and Planetary Change, 2012, 82-83: 38-50. DOI:10.1029/2018PA003472 |
| [40] |
Williams T J, Hillenbrand C D, Piotrowski A M, et al. Paleo-circulation and ventilation history of Southern Ocean sourced deep water masses during the last 800, 000 years[J]. Paleoceanography and Paleoclimatology, 2019, 34: 833-852. DOI:10.1029/2018PA003472 |
| [41] |
Hillenbrand C D, Kuhn G, Frederichs T. Record of a mid-Pleistocene depositional anomaly in West Antarctic continental margin sediments: An indicator for ice-sheet collapse?[J]. Quaternary Science Reviews, 2009, 28(13-14): 1147-1159. DOI:10.1016/j.quascirev.2008.12.010 |
| [42] |
Teitler L. Determination of Antarctic Ice Sheet stability over the last ~500 ka through a study of iceberg-rafted debris[J]. Paleoceanography, 2010, 25: PA1202. DOI:10.1029/2008PA001691 |
| [43] |
Becquey S, Gersonde R. Data report: Early and mid-Pleistocene (MIS 65-11) summer sea-surface temperature, foraminiferal fragmentation, and ice-rafted debris records from the subantarctic (ODP Leg 177 Site 1090)[R]//Gersonde R, Hodell D A, Blum P eds. Proceedings of the Ocean Drilling Program, Scientific Results, 177: 1-23. http://www-odp.tamu.edu/publications/177_sr/volume/chapters/SR177_14.PDF.
|
| [44] |
Scharfer G, Stuart J R, Hayward B W, et al. Planktic foraminiferal and sea surface temperature record during the last 1 Myr across the subtropical front, Southwest Pacific[J]. Marine Micropaleontology, 2005, 54(3-4): 191-212. DOI:10.1016/j.marmicro.2004.12.001 |
| [45] |
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, 11: 1004-1009. DOI:10.1080/10020070412331344701 |
| [46] |
Stuiver M, Reimer P J. Extended 14C data base and revised CALIB 3.0 14C age calibration program[J]. Radiocarbon, 1993, 35(1): 215-230. DOI:10.1017/S0033822200013904 |
| [47] |
Reimer P J, Bard E, Bayliss A, et al. IntCAL13 and marine13 radiocarbon age calibration curves 0-50, 000 years cal BP[J]. Radiocarbon, 2013, 55(4): 1869-1887. DOI:10.2458/azu_js_rc.55.16947 |
| [48] |
Berkman P A, Forman S L. Pre-bomb radiocarbon and the reservoir correction for calcareous marine species in the Southern Ocean[J]. Geophysical Research Letters, 2013, 23(4): 363-366. |
| [49] |
Gordon J E, Harkness D D. Magnitude and geographic variation of the radiocarbon content in Antarctic marine life: Implications for reservoir corrections in radiocarbon dating[J]. Quaternary Science Reviews, 1992, 11(7-8): 697-708. DOI:10.1016/0277-3791(92)90078-M |
| [50] |
Grsonde R, Zielinski U. The reconstruction of Late Quaternary Antarctic sea-ice distribution-The use of diatoms as a proxy for sea ice[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2000, 162(3-4): 263-286. DOI:10.1016/S0031-0182(00)00131-0 |
| [51] |
Zielinski U, Gersonde R. Plio-Pleistocene diatom biostratigraphy from ODP Leg 177, Atlantic sector of the Southern Ocean[J]. Marine Micropaleontology, 2002, 45(3-4): 225-268. DOI:10.1016/S0377-8398(02)00031-2 |
| [52] |
Nielsen S H H, Hodell D A. Antarctic ice-rafted detritus(IRD) in the South Atlantic: Indicators of ice shelf dynamics or ocean surface conditions?[J]. U. S. Geological Survey and the National Academies, 2007, 20: 1-5. DOI:10.3133/of2007-1047.srp020 |
| [53] |
Folk R L, Ward W C. Brazos river bar: A study in the significance of grain size parameters[J]. Journal of Sedimentary Research, 1957, 27(1): 3-26. DOI:10.1306/74D70646-2B21-11D7-8648000102C1865D |
| [54] |
Lisiecki L E, Raymo M E. A Pliocene-Pleistocene stack of 57 globally distributed benthic δ18O records[J]. Paleoceanography and Paleoclimatology, 2005, 20(1): 1-17. DOI:10.1029/2004pa001071 |
| [55] |
Passchier S. Linkages between East Antarctic ice sheet extent and Southern Ocean temperatures based on a Pliocene high-resolution record of ice-rafted debris off Prydz Bay, East Antarctica[J]. Paleoceanography, 2011, 26(4): 1-13. DOI:10.1029/2010pa002061 |
| [56] |
Wu L, Wang R J, Xiao W S, et al. Productivity-climate coupling recorded in Pleistocene sediments off Prydz Bay(East Antarctica)[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2017, 485: 260-270. DOI:10.1016/j.palaeo.2017.06.018 |
| [57] |
Mccave I N, Crowhurst S J, Kuhn G, et al. Minimal change in Antarctic Circumpolar Current flow speed between the last glacial and Holocene[J]. Nature Geoscience, 2014, 7(2): 113-116. DOI:10.1038/ngeo2037 |
| [58] |
Lamy F, Arz H W, Kilian R, et al. Glacial reduction and millennial-scale variations in Drake Passage throughflow[J]. Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America, 2015, 112(44): 13496-13501. DOI:10.1073/pnas.1509203112 |
| [59] |
Mathiot P, Goosse H, Fichefet T, et al. Modelling the seasonal variability of the Antarctic Slope Current[J]. Ocean Science, 2011, 7(4): 455-532. DOI:10.5194/os-7-455-2011 |
| [60] |
Sime L C, Kohfeld K E, Quéré C L, et al. Southern Hemisphere westerly wind changes during the Last Glacial Maximum: Paleo-data synthesis[J]. Quaternary Science Reviews, 2013, 68: 76-95. DOI:10.1016/j.quascirev.2012.12.008 |
| [61] |
Cook C P, Flierdt T, Williams T, et al. Dynamic behaviour of the East Antarctic ice sheet during Pliocene warmth[J]. Nature Geoscience, 2013, 6(9): 765-769. DOI:10.1038/ngeo1889 |
| [62] |
Cook C P, Hill D J, Flierdt T, et al. Sea surface temperature control on the distribution of far-traveled Southern Ocean ice-rafted detritus during the Pliocene[J]. Paleoceanography, 2014, 29(6): 533-548. DOI:10.1002/2014PA002625 |
| [63] |
Tochilin C J, Reiners P W, Thomson S N, et al. Erosional history of the Prydz Bay sector of East Antarctica from detrital apatite and zircon geo-and thermochronology multidating[J]. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 2012, 13(11): 1-21. |
| [64] |
Thomson S N, Reiners P W, Hemming S R, et al. The contribution of glacial erosion to shaping the hidden landscape of East Antarctica[J]. Nature Geoscience, 2013, 6(3): 203-207. DOI:10.1038/ngeo1722 |
| [65] |
吴东, 刘焱光, Jón Eiríksson, 等. 3万年以来挪威海南部冰岛-苏格兰溢流变化及其对海冰活动的响应[J]. 第四纪研究, 2019, 39(4): 845-862. Wu Dong, Liu Yanguang, Jón Eiríksson, et al. Changes of Iceland-Scotland Overflow Water in Southern Norwegian Sea and the responses to sea ice activities since 30 ka B. P[J]. Quaternary Sciences, 2019, 39(4): 845-862. |
| [66] |
豆汝席, 邹建军, 石学法, 等. 3万年以来日本海西部海冰活动变化[J]. 第四纪研究, 2020, 40(3): 690-703. Dou Ruxi, Zou Jianjun, Shi Xuefa, et al. Reconstructed changes in sea ice in the western Sea of Japan over the last 30000 years[J]. Quaternary Sciences, 2020, 40(3): 690-703. |
| [67] |
Grobe H, Mackensen A. Late Quanternary climatic cycles as recorded in sediments from the Antarctic continental margin[J]. Antarctic Research Series, 1992, 56: 349-376. DOI:10.1029/AR056p0349 |
| [68] |
Jouzel J, Masson V, Cattani O, et al. A new 27 ky high resolution East Antarctic climate record[J]. Geophysical Research Letters, 2001, 28(16): 3199-3202. DOI:10.1029/2000GL012243 |
| [69] |
Esper O, Gersonde R, Kadagies N. Diatom distribution in southeastern Pacific surface sediments and their relationship to modern environmental variables[J]. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 2010, 287(1-4): 1-27. DOI:10.1016/j.palaeo.2009.12.006 |
| [70] |
Wang R J, Xiao W S. Biogenic sediments and their paleoceanographic implication in West Pacific Warm Pool during the Pleistocene[J]. Journal of Earth Sciences, 2010, 21(1): 42-54. |
| [71] |
Jaccard S L, Hayes C T, Martfnez-Garcfa A, et al. Two modes of change in Southern Ocean productivity over the past million years[J]. Science, 2013, 339(6126): 1419-1423. DOI:10.1126/science.1227545 |
| [72] |
Pierce E L, Hemming S R, Williams T, et al. A comparison of detrital U-Pb zircon, 40Ar/39Ar hornblende, 40Ar/39Ar biotite ages in marine sediments off East Antarctica: Implications for the geology of subglacial terrains and provenance studies[J]. Earth-Science Reviews, 2014, 138: 156-178. DOI:10.1016/j.earscirev.2014.08.010 |
Abstract
Since the Mid-Pleistocene Transition, the linkage was significantly enhanced between the pattern of climate changes and the evolution of Antarctic Ice Sheet. West Antarctic Ice Sheet(WAIS) is especially unstable and sensitive to climate changes under the glacial-interglacial scales, because majority of it was based on sea, called ice shelf. Given that, the basins right off WAIS fringe showed rather complicating depositional patterns. To reconstruct the glacial dynamics evolutions from the Ross Sea Sector since the Late Pleistocene, we investigated planktonic δ18O(N.pachyderma), Ice-rafted detritus(IRD) and lithological grain contents of core ANT31-R22(173.152°E, 67.215°S; 2906 meters below sea surface), which was retrieved right off the North Victoria Land in a length of 412 cm. Here it was measured at 2-cm intervals, 206 samples in total. Combining planktonic δ18O and AMS 14C data, we performed a robust age model for core ANT31-R22 covering a time span of 534.0~22.8 ka B. P. And based on the geological setting around the Ross Sea, the evolution of ice shelf and the shift of sources in the Ross Sea Sector were revealed as follow. During the late MIS 13 to MIS 7, the terrigenous sediments were mainly supplied from Transantarctic Mountains-North Victoria Land area(TAM-NVL), supported by the stable basic igneous rock contents from Ferrar Group strata. However, the basic igneous rock contents has declined abruptly right after MIS 7, while the granites content stayed constant and the metamorphic rocks content gradually increased. These transition indicated the export of terrigenous materials from TAM-NVL has been weakened, while the input of the terrigenous sediments from Marie Byrd Land might increased based on rare outcrops there. In other words, these transition indicated the influenced from WAIS had been enhanced since Late Pleistocene in the Ross Sea Sector. Furthermore, comparing IRD proxies of multi-core/multi-site from the South Pacific Sector of WAIS, we established the IRD depositional patterns since the Late Pleistocene. IRD sediment, which was buried in the Ross Sea Sector-Amundsen Sea Sector, used to being discharged from ice shelf during glacial-deglacial stages with the climate warming up rapidly. This is a remarkable depositional patterns in the high latitude basins around WAIS. Nevertheless, IRD sediment in the middle latitude basins could impart glacial maximum stages, a total different paleo-environmental information.