2021, Vol.41
旱涝灾害的威胁迫使人类不断探索地球上水资源的分配特征与规律[1]，其中，季风是海洋和陆地之间水循环的重要方式，亚洲季风则是全球季风系统的重要组成部分，其降水影响了世界上约半数人口。南海地处东亚季风区，受湿热的东亚夏季风和干冷的东亚冬季风影响；同时，南海作为西太平洋最大的边缘海，陆架广布，陆源物质输入含量较高，对气候变化具有放大效应[2]；特别是南海东北部的台湾岛，具有全球最高的陆源侵蚀速率[3]，导致附近高坪海底峡谷的沉积速率极高，十分有利于展开高分辨率的古海洋学研究。目前，台湾西南岸外陆坡上的深海沉积记录[4~5]、台湾岛内的湖泊及泥炭记录[6~7]等都显示该区域的水文气候受东亚夏季风的强烈影响，是研究地质历史时期东亚季风变化的理想位置。
水分子的氢氧同位素可以有效示踪海洋和陆地上季风降水的变化，很多降水的替代性指标都以此为基础[8]。例如，陆地洞穴石笋碳酸钙沉积物的氧同位素(δ18O)[9]以及湖泊有机质沉积物的叶蜡烷烃氢同位素[10~11]都记录了降水信息。但是海洋降水记录重建相对陆地较为匮乏，阻碍了我们对水文循环的认识。浮游有孔虫Globigerinoides ruber的壳体氧同位素(δ18Oc)包含了表层海水的温度(Sea Surface Temperature，简称SST)和氧同位素(δ18Osw)信息，而δ18Osw则受控于全球陆地冰量变化以及局地海表的淡水收支(包括蒸发、降水、陆地径流等)，从δ18Oc中扣除冰量和温度信号之后，所得的表层海水剩余氧同位素(δ18Oresidual)就可以作为海表淡水通量的替代性指标，进而指示淡水通量所控制的海表盐度(Sea Surface Salinity，简称SSS)变化[12~15]。南海属于季风型海洋区域，夏季风降水对SSS影响很大，δ18Oresidual的重建可以帮助我们进一步了解区域水文气候、特别是东亚季风降水的变化历史[4, 16]。
目前，末次冰盛期(Last Glacial Maximum，简称LGM)以来南海不同站位δ18Oresidual的变化特征及其成因还有很大争议，比如南海一些站位在末次冰消期δ18Oresidual逐渐偏轻，而在全新世δ18Oresidual逐渐偏重[4, 17~18]；另一些站位呈现出相反的变化特征[16, 19~20]，这种不同区域之间的δ18Oresidual反相变化如何解释？最初研究认为δ18Oresidual的变化与大气降水总量差异有关[21]，但随后研究表明海水氧同位素变化与对流降水速率[21]、季风降水的水汽来源[22~23]、海陆之间的水汽运移[24~25]，以及水汽传输的路径等多种因素有关[6, 26]。然而，东亚季风区表层海水盐度的研究多见于南海南部，南海北部的研究相对较少，可识别千百年尺度波动的高分辨率研究更为缺乏，严重阻碍了我们对于南海水文气候演变机制的认识。
此外，千年尺度上，全新世出现了数次季风降水快速减弱事件(约在1.6~1.4 ka B.P.、2.8~2.7 ka B.P.、4.6~4.2 ka B.P.、6.3~5.9 ka B.P.、8.1~7.2 ka B.P.、9.2~8.7 ka B.P.期间)[27~33]，这些事件广泛分布于东亚季风区，例如，在中国南方石笋δ18O[27]和东海沉积记录[28]中均有发现。这些弱降水事件与北极冰芯记录[29, 34]有很好的对应关系。其中，4.6~4.2 ka B.P.事件标志着全新世气候适宜期的结束，在中国东南部多地都有所体现[4, 35~38]，有研究表明太阳活动[39]和海陆温差引起的季风降水减弱事件导致了中国新石器文化的衰落[29, 38, 40]；7.5~7.0 ka B.P.的季风减弱事件可能是受太阳辐射逐渐减少和太阳活动减弱等因素的影响[41~44]；9.2~8.7 ka B.P.事件被认为是全新世最强的一次季风降水减弱事件[45~48]，可能促进了人类文明早期灌溉农业的产生[49]。但上述水文气候快速变化事件在东亚季风区南部、特别是南海出现的强度和时间尚有争议。
鉴于此，本文利用南海东北部MD18-3569孔的沉积物浮游有孔虫壳体δ18Oc和Mg/Ca比值，计算了δ18Oresidual并以此反演古海水盐度，通过对比南海其他站位δ18Oresidual记录，探索末次冰盛期以来南海南、北部的长期-千年时间尺度水文气候的演变历史，为东亚季风南部区域降水/水汽输送的空间格局提供新的科学证据。
1 材料与方法 1.1 研究材料本研究选用中法合作Marion Dufresne航次在2018年采集的MD18-3569钻孔(22°09.30′N，119°49.24′E；水深1320 m)沉积物岩芯，该钻孔位于南海东北部、靠近台湾西南岸外[4, 9, 16, 18~20, 27, 50~51](图 1a)，气候、水文特征见图 1b和1c[51~55]。岩芯总长40.08 m，本研究主要聚焦于钻孔上部10.09 m岩芯，该段岩芯整体为颜色均一的深灰色深海软泥，无明显沉积扰动，富含微体生物化石，部分深度含壳体碎片和木质碎屑。本研究利用浮游有孔虫样品进行δ18Oc和Mg/Ca比值测试，取样间隔均为8 cm，共采集126个样品。此外，根据δ18Oc测试结果，还选取了7个浮游有孔虫样品进行AMS 14C测年。
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图 1 MD18-3569孔站位信息和现代水文气候特征 (a)现代南海年平均表层海水盐度分布(SSS，填色背景)及本研究所用站位分布，其中SSS数据来自于World Ocean Atlas(WOA)2013[50~51]，白色三角形为MD18-3569岩芯站位，黑色圆点为海洋岩芯站位(北部两个站位分别为17940[4]和MD05-2905[18]，南部3个站位分别为CG2[19]、MD01-2390[16]和MD97-2141[20])，两个蓝色圆点为东亚石笋站位[9, 27]；(b)MD18-3569站气候态平均的SSS(青色和蓝色)、降雨量(绿色)、降水δ18Orain(橙色)和海表δ18Osw(黑色)的逐月季节循环，其中SSS同时采用了WOA 2013观测数据(青色)[51]和SODA再分析数据(蓝色)[52]，降雨量采用GPCP观测数据[53]，降雨δ18Orain采用isoGSM模拟结果[54]，海表δ18Osw采用Breitkreuz等(2018)模拟数据[55]；(c)MD18-3569站年平均SSS(蓝色)、GPCP观测夏季降雨量(绿色)、isoGSM模拟年平均降雨量(灰色)和降水δ18Orain(橙色)的逐年变化时间序列，由于WOA 2013没有提供SSS的逐年变化数据，故采用1979~2010年SODA再分析数据[52] Fig. 1 Location of core MD18-3569 and associated modern hydroclimatic features. (a)Modern annual mean SSS distribution(filled colors)in the South China Sea and core locations used in this study. The salinity data is from World Ocean Atlas(WOA)2013 observation[50~51]. The white triangle is our core MD18-3569, black dots are oceanic sediment cores(northern cores: 17940[4], MD05-2905[18]; southern cores: CG2[19], MD01-2390[16], MD97-2141[20]), and two blue dots are East Asian cave stalagmite stations[9, 27]; (b)Climatological monthly seasonal cycles of SSS(cyan and blue), rainfall(green), δ18O of rainfall(orange)andδ18O of sea water(black)at station MD18-3569. Here SSS are from WOA 2013 dataset(cyan)[51] and SODA reanalysis dataset(blue)[52], respectively. Rainfall is from GPCP observation[53], δ18O of rainfall is from isoGSM simulation[54], and δ18O of sea water from the simulation of Breitkreuz et al. (2018)[55]. (c)Yearly interannual variabilities of annual mean SODA SSS(blue), GPCP observed summer rainfall(green), isoGSM simulated annual mean rainfall(grey)and its δ18O(orange) at station MD18-3569. Note that the WOA 2013 SSS dataset only provides climatological means but without yearly temporal changes, so we use the SODA reanalysis dataset from 1979 to 2010[52] |
样品预处理：沉积物样品统一采用标准微体古生物学方法进行预处理[56]，从大于154 μm的样品中筛选干净、无填充、保存完整的浮游有孔虫G.ruber壳体用作后续测试。
AMS 14C测年：选取壳径介于250~355 μm之间的浮游有孔虫G.ruber壳体约500个(质量约5 mg)进行AMS 14C测年，该实验在美国BETA实验室完成。
稳定氧同位素测试：选取8~10枚壳径在250~350 μm的浮游有孔虫G.ruber壳体，采用Finnigan MAT 252质谱仪进行稳定氧同位素测试[57]；测试精度参照中国国家碳酸钙标准(GBW04405)和国际标准(NBS19)，2009年δ18O的标准偏差为0.07 ‰ (VPDB)，该实验在同济大学海洋地质国家重点实验室完成。
Mg/Ca比值测试：挑选约35枚壳径在250~350 μm的浮游有孔虫G.ruber壳体用于Mg/Ca比值测试。本研究采用含有还原步骤的“Cd清洗法”进行Mg/Ca比值测试预处理，但对具体流程稍作修改以减少溶解作用的影响[58]，并用电感耦合等离子质谱仪(ICP-MS)进行Mg/Ca比值测试，本实验中G.ruber样品的Mg/Ca比值标样测试的平均值为3.023 mmol/mol，平均相对标准偏差为0.339 %；每5个样品加入一个重复样(平行样)评估准确度，重复样的平均差值为0.079 mmol/mol，平均相对偏差为5.03 %。该实验在同济大学海洋地质国家重点实验室完成。
表层海水温度(SST)重建方法：假定G.ruber生活的混合层海水温度等于SST，利用其Mg/Ca比值即可换算有孔虫结壳时的环境海水温度，以代表SST；我们利用不同换算公式计算了岩芯顶部样品的SST，选用与研究区现代表层海水温度(27.08 ℃)最为接近的公式，即Dekens等[59]基于太平洋表层沉积物样品得出的Mg/Ca-SST换算公式，其标准误差为1.2 ℃：
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(1) |
表层海水盐度重建方法如下：
(1) 利用SST与海水氧同位素δ18Osw之间的经验公式[12]，可从G.ruber壳体氧同位素值δ18Oc中扣除温度变化的贡献，得到δ18Osw：
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(2) |
其中，δ18Osw(SMOW ‰)和δ18Oc(VPDB ‰)的换算关系为SMOW ‰ -0.27 ‰ =VPDB ‰
(2) 利用Waelbroeck等[13]建立的δ18O和相对海平面(RSL)之间的转换公式，可去除地质历史时期全球冰量变化的贡献，得到δ18Oresidual：
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(3) |
(3) Ma等[14]基于高分辨率的砗磲样品δ18O，建立了适用于南海区域的现代δ18Osw-SSS换算公式，本文将其应用于MD18-3569钻孔δ18Oresidual数据，得到局地淡水通量主控的古海水盐度：
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(4) |
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(5) |
按照公式(4)和(5)计算的晚全新世(0~1 ka B.P.)SSS分别为33.37 psu和33.98 psu，后者与WOA现代观测的本站位的年平均SSS(34.04 psu)[50~51]更为接近，同时考虑到G.ruber的生活水深可达几十米，因此下文均采用公式(5)计算古盐度。
1.3 年龄框架本次研究从MD18-3569岩芯中选取7个样品进行了浮游有孔虫壳体AMS 14C测年，得到7个年龄控制点，利用CALIB 7.1.0校正程序将得到的AMS 14C年龄转换为日历年龄(表 1，储库年龄取全球大洋平均值400 a)。随后基于AMS 14C测年控制点和采样深度数据，我们利用Bacon软件[60]的贝叶斯算法进行内插，建立深度-年龄模型，岩芯顶部0.09 m处δ18O和Mg/Ca样品年龄约为0.78 ka B.P.、底部10.09 m处年龄约为19.88 ka B.P.，共采集126个样品，采样分辨率约152 a，岩芯沉积速率自20 ka以来呈逐步增加的趋势，平均沉积速率可达52.4 cm/ka(图 2a)。
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表 1 MD18-3569 AMS 14C测年结果 Table 1 MD18-3569 AMS 14C dating results |
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图 2 MD18-3569站沉积速率、G.ruber壳体δ18Oc、SST和SSS时间序列 (a)沉积速率(cm/ka)；(b)G.ruber壳体δ18Oc；(c)Mg/Ca换算的SST；(d)δ18Oresidual换算的SSS (b)~ (d)中浅色细线是原始数据，深色粗线是5点平滑后的数据，(c)~ (d)中黄色粗线是15°N的7月日照量[63]；下方黑色倒三角是AMS 14C年龄控制点；红色阴影是6次全新世弱季风降水事件，灰色阴影是末次冰消期变冷事件(YD和HS1) Fig. 2 Time series of deposition rate, G.ruber δ18Oc, SST and SSS records from core MD18-3569. (a)Deposition rate(cm/ka); (b)G.ruber shell oxygen isotope(δ18Oc), (c)Mg/Ca based SST, and (d) SSS calculated from δ18Oresidual. In (b)~ (d), light-colored thin lines are original datasets, dark thick lines are 5-point smoothed datasets. Yellow thick lines in (c)~ (d) are July insolation at 15°N[63], and those black inverted triangles at bottom are AMS 14C age control points. Red and grey shaded areas represent weak monsoon events during the Holocene and deglaciation cold events(YD and HS1), respectively |
20 ka B.P.以来，MD18-3569孔G.ruber的δ18Oc平均值为-2.15 ‰，变化范围为-0.57 ‰至-3.32 ‰，δ18Oc从LGM至冰消期逐渐偏负(图 2b)，全新世以来整体趋于稳定，早全新世比中晚全新世更偏负。从千年尺度变率来看，在HS1(Heinrich stadial-1，14.5~17.5 ka B.P.)和YD(Younger Drays，11.7~12.9 ka B.P.)[61]事件期间，δ18Oc分别达到最重值-0.57 ‰和-1.43 ‰。
SST平均值为25.0 ℃，变化范围是21.6~27.4 ℃(图 2c)，SST与南海东北部其他站位SST变化相似：冰消期呈波动式上升趋势，HS1和YD事件期间分别降温1.5 ℃和2.5 ℃；全新世SST稳定在25.5 ℃左右，仅在1.5~3.0 ka B.P.期间短暂升温至26.5 ℃水平。SST在20~10 ka B.P.期间的变化与北纬15°夏季太阳辐射量变化趋势一致，但全新世以来SST并未随着辐射量的减少而出现下降趋势，表明全新世以来SST变化不是对太阳辐射量的简单线性响应[62~63]。
由于现代观测的海水氧同位素与SSS变化存在线性正相关关系，我们假定这种相关性在地质历史时期同样适用，按照南海区域的δ18Oresidual-SSS转换关系(前文的公式5)，20 ka B.P.以来δ18Oresidual平均值(-0.47 ‰)所对应的海表盐度平均值为32.87 psu。从长期变化趋势来看，δ18Oresidual从LGM至冰消期逐渐偏负(图 2d)、并在早全新世达到最负值(-1.41 ‰)，对应SSS逐渐减小(最小值30.65 psu)，全新世以来δ18Oresidual逐渐偏正，对应SSS逐渐增大(晚全新世平均值33.22 psu)。从千年尺度变化来看，HS1早期δ18Oresidual最偏正(SSS=33.61 psu)，在HS1期间逐渐偏负(SSS均值33.42 psu)；YD期间δ18Oresidual快速偏正，指示YD事件期间南海东北部SSS明显增加(最大值33.86 psu)；全新世δ18Oresidual呈现6次大幅度的快速偏正事件，平均时间间隔约1500年，这些快速偏正事件期间的SSS平均值为34.47 psu，比全新世SSS的平均值33.01 psu高出1.46 psu，6次快速偏正事件中SSS最大值达34.68 psu。
3 讨论 3.1 最近2万年来南海南、北部δ18 Oresidual变化趋势现代观测和模拟结果表明，无论是季节循环还是年际变率，MD18-3569站的降雨量和降雨δ18Orain、SSS都有显著负相关关系(图 1b~1c)，指示局地夏季风降雨很大程度上决定了SSS；而海水δ18O的季节循环也仅滞后夏季风降雨和SSS两个月，因此我们认为本站位的δ18Oresidual指示了东亚夏季风降水驱动的SSS变化，且δ18Oresidual主要受控于夏季风降雨δ18O的变化。
前人研究大多认为南海东北部的水文气候变化主要受东亚夏季风降水变化影响[4, 16, 19, 64~65]。南海多个站位δ18Oc综合资料表明，氧同位素期(MIS)7期以来南海表层海水δ18O的变化与石笋记录的东亚夏季风降水变化一致，可称为“季风型”海水氧同位素曲线[66]；LGM以来，南海北部的SSS变化也大体与邻近陆地的夏季风降水量变化一致[6, 24]，例如台湾湖泊沉积记录中的孢粉指标表明，东亚夏季风降水在全新世早期(11.5~8.0 ka B.P.)达到最大值，之后降水逐渐减少[6]。
MD18-3569岩芯的δ18Oresidual呈现出末次冰消期逐渐偏负、全新世逐渐偏正的趋势，不仅与台湾湖泊记录变化类似，也与中国南方董哥洞[67]和葫芦洞[9]的石笋δ18O变化趋势相似(图 3a)，与15°N的7月份太阳辐射量变化吻合[63](图 3b)，都指示东亚夏季风强度受轨道尺度太阳辐射量变化控制[6, 25]。我们进一步分析了季风降雨δ18O的变化机制。降雨δ18O变化主要受控于夏季风影响的降水总量变化和季风降水源区的水汽δ18O信息[68]，无论季风降雨量增强、还是热带海洋水汽源区的海-气δ18O分馏加强，都会导致下游区域(如台湾)大气降水δ18O偏负[8, 25, 66, 68]。同时，现代气候平均的东亚夏季风水汽主要来源于印度洋和西太平洋，由于印度洋水汽传输距离较远，其水汽δ18O值比太平洋来源水汽更偏负，印度洋/太平洋水汽的比例增大也会导致MD18-3569站位降雨δ18O偏轻[69]。因此，MD18-3569和中国石笋氧同位素记录可能共同指示了：东亚夏季风在末次冰消期逐渐增强，或者季风降雨当中所包含的印度洋来源水汽比例增多；早全新世至晚全新世夏季风强度逐渐减弱[27, 70]，或者太平洋来源的水汽对季风降雨贡献比例增加。最近研究结果表明印度洋来源水汽更多影响孟加拉湾和中南半岛，对南海和中国东南方降雨同位素影响较小[69]，因此，我们认为东亚夏季风驱动的太平洋一侧来源的水汽输送变化与本研究站位的δ18Oresidual关系可能更为密切。简单来讲，MD18-3569孔的δ18Oresidual指示的SSS变化主要反映了东亚夏季风在南海东北部的降水/水汽传输演变历史，其长期波动趋势与15°N的7月份太阳辐射量变化吻合[63]，局地季风降雨/水汽传输从20 ka B.P.以来逐渐增强，至早全新世达到最大，之后整个全新世逐渐减小。
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图 3 南海北、南部站位δ18Oresidual对比 (a)董哥洞-葫芦洞石笋氧同位素(黑色线[70]和灰色线[27]代表董哥洞石笋氧同位素、绿色线代表葫芦洞石笋氧同位素[9]；(b)MD18-3569站位δ18Oresidual(蓝色，浅色细线为原始数据，深色粗线是5点平滑后的数据)和15°N的7月份太阳辐射量(黄色)[63]对比；(c)南海北部3个站的δ18Oresidual异常曲线(蓝色为MD18-3569站、橙色是17940站位[4]、灰色是MD05-2905站位[18])以及3个站位δ18Oresidual的Stack曲线(黑色，但红色虚线是Stack曲线的6阶多项式拟合趋势)；(d)南海南部和苏禄海3个站位的δ18Oresidual异常曲线(粉色是CG2站[19]、蓝色是MD01-2390站位[16]、紫色是苏禄海MD97-2141站[20])以及3个站位δ18Oresidual的Stack曲线(红色虚线) 灰色阴影是末次冰消期两次变冷事件(YD和HS1) Fig. 3 Comparison of δ18Oresidual between the north and south South China Sea. (a)Dongge-Hulu cave stalagmite δ18O records(black[70] and grey[27]: Dongge cave stalagmite δ18O records; green: Hulu cave stalagmite δ18O records[9]); (b)MD18-3569 δ18Oresidual record(navy blue, light thin line is the original data, dark thick line is 5-point smoothed data)and 15°N July Insolation(yellow)[63]; (c)δ18Oresidual anomaly records in the northern South China Sea(blue: MD18-3569, orange: 17940[4], gray: MD05-2905[18]), and the Stack curve of δ18Oresidual anomalies(black); (d)δ18Oresidual anomaly records in the southern South China Sea and Sulu Sea(pink: CG2[19], blue: MD01-2390[16], purple: Sulu Sea MD97-2141[20]), and the Stack curve of δ18Oresidual anomalies(black). In (c) and (d), red dashed lines are 6th-order polynomial fitted trends of two Stack curves. Grey shaded areas are two cooling events(YD and HS1)during the last deglacial period |
与MD18-3569站位结果类似，南海北部其他站位也呈现出末次冰消期δ18Oresidual总体逐渐偏负，然后全新世逐渐偏正的变化趋势[4, 18](即季风降水先增加、后减小)。例如，南海北部17940站位高分辨率的δ18Oresidual异常曲线[4](图 3c橙色线)在中-晚全新世比早全新世至末次冰消期偏正约1 ‰，反映了早全新世夏季风增强导致华南至南海降水增加，大量季风降水导致珠江的陆源淡水输入增多，同时由于末次冰消期该站位离珠江主河口更近，δ18Oresidual在16~13 ka B.P.和11.0~9.5 ka B.P.最为偏负[4]。类似地，南海北部MD05-2905站位的δ18Oresidual异常(图 3c)，从LGM以来总体逐渐偏负并在14.5 ka B.P.达到最负值，早全新世8.5 ka B.P.之后处于较重水平(0.27 ‰)，指示东亚夏季风从LGM以来逐渐增强，在末次冰消期至早全新世东亚夏季风平均降雨较多，8.5 ka B.P.至今夏季风降雨偏少[18]。南海北部其他重建指标所反映的季风降水记录也显示出相似的变化趋势，如台湾湖泊中的孢粉记录指示早全新世(11.5~8.0 ka B.P.)东亚夏季风在台湾的降水达到最大值，8 ka B.P.以来降水逐渐减少[6]；南海北部17940站和ODP 1144站的沉积物陆源组分指标(如Ti/Ca、K/Rb，和87 Sr/86 Sr)均指示早全新世(11~8 ka B.P.)夏季风驱动的陆地风化剥蚀程度增强[71]；南海北部MD05-2904孔硅藻记录重建的盐度变化与季风降水变化趋势基本一致，说明季风降水强度应是研究区SSS变化的主要控制因子[64]。
如图 3d所示，10°N以南位于暖池区内部的3个站位δ18Oresidual异常曲线差别相对比较大，其中，南海南部CG2孔[19]和MD0-2390孔[16]的δ18Oresidual异常从LGM至YD期间都呈现偏正趋势，随后的早-中全新世恢复至较负值水平、中全新世以来略为偏正(图 3d)；而苏禄海MD97-2141孔δ18Oresidual异常在LGM时期平均值为0.1 ‰，末次冰消期16.4~14.5 ka B.P.期间达到最重水平(0.5 ‰)，全新世早期急速偏负至-0.3 ‰、全新世期间继续偏负至-0.5 ‰ [20]。总体而言，3个站位都是从LGM以来逐渐偏正，在末次冰消期16~12 ka B.P.期间达到最重，此后全新世处于偏负水平，即季风降水先减少、后增加，与南海北部站位的变化趋势正好相反，也跟东亚石笋记录的东亚夏季风长期变化趋势相悖。
有研究认为，末次冰消期苏禄海SSS增加是因为夏季风和冬季风降水的比例减小所致[20]。郝鹏等[19]推测LGM时期CG2孔SSS偏低是由于海平面下降、站位离河口近、淡水输入量大，随着末次冰消期海平面逐渐升高，河口逐渐远离该站位，SSS逐渐增加，且YD、HS1等快速气候变化期间，盐度的频繁波动可能和热带辐合带(ITCZ)的南北移动有关；而Steinke等[16]认为MD01-2390孔在11~8 ka B.P.高海平面条件下的SSS低值则是夏季风或ITCZ降水增加所致，说明南部站位的δ18Oresidual变化可能受海平面变化、ITCZ移动和东亚夏季风强度变化共同影响。
类似地，南海南部其他重建指标所反映的季风降水记录也呈现出与南海北部相反的变化趋势，如孢子花粉比值指示的大气湿度/降雨量从LGM到末次冰消期逐渐偏低，全新世以来逐渐偏高，指示季风降水量先逐渐减小、后逐渐增大[72]。此外，古气候数值模拟结果也表明，岁差周期上东亚夏季风降雨在不同区域呈非同步演化特征(特别是在南海呈南、北反相位变化)[73]，支持LGM以来南海南部和北部水文气候反相变化与东亚夏季风密切相关；也有模拟研究认为东亚夏季风区降雨的不均匀变化与热带太平洋的类厄尔尼诺现象有关，后者通过西太平洋副高减少夏季风环流向北的水汽输送、进而导致东亚不同区域蒸发-降雨平衡的差异性变化[74~75]。
这样，通过对比南海南、北部δ18Oresidual变化趋势，我们发现二者长期变化趋势总体上呈反相变化关系(图 3c~3d红色虚线)：末次冰消期以来，南海北部δ18Oresidual逐渐偏轻，指示SSS逐渐减小，而南海南部δ18Oresidual逐渐偏重，指示SSS逐渐增大。末次冰消期以来，北半球夏季太阳辐射量逐渐增加，可能通过海陆热力差异、热带太平洋类厄尔尼诺现象等多种过程，导致东亚夏季风逐渐增强、ITCZ位置北移，暖池区蒸发增强，由于蒸发过程中水同位素的分馏效应，蒸发水汽同位素偏负，局地海水δ18Oresidual偏正[8]；同时，水汽输送过程中降雨和剩余水汽之间也会有同位素分馏效应，水汽输送路径越长，抵达目的地的降水同位素就越轻[8]。这样随着东亚夏季风增强，暖池区蒸发的水汽更多被输送至包括台湾在内的南海北部，导致当地降水δ18O偏轻、SSS减小，而南海南部δ18Oresidual偏正，指示SSS增大；与末次冰消期相反，全新世以来南海北部δ18Oresidual逐渐偏重，指示SSS逐渐增大，而南海南部δ18Oresidual逐渐偏轻，指示SSS逐渐减小，反映了北半球太阳辐射量相对逐渐减少，东亚夏季风相对逐渐减弱、ITCZ位置更靠近赤道。
3.2 末次冰消期至全新世的千年尺度波动对于末次冰消期的两次千年尺度变冷事件(HS1和YD)，MD18-3569站位的δ18Oresidual变化有很大差别：1)HS1期间，南海北部SSS总体呈逐渐减小趋势，南部SSS则逐渐增大，同期东亚大陆石笋氧同位素偏正(图 3a)，可能反映了东亚大陆夏季风减弱、ITCZ南移，但由于该事件主要由北半球高纬触发[76]，对于低纬地区，特别是南海南部影响有限，因此，HS1期间，ITCZ南移，南海南部降雨增加；2)YD期间，南海北部站位δ18Oresidual快速偏正，表明局地水文气候呈冷干状态，同时南海南部δ18Oresidual也呈现偏正趋势，可能反映海平面和太阳辐射量已经处于较高水平(或变化不大)，北半球高纬区温度快速变冷的影响范围扩大[77]，导致东亚夏季风整体减弱、热带辐合带南移至赤道以南位置，从东亚大陆至南海南部降雨量整体减少。
此外，HS1和YD事件都是由北半球高纬触发，所以两次冷事件期间南海北部δ18Oresidual的变化幅度都大于南海南部，指示南海北部水文气候对千年尺度上的快速变冷事件更敏感(图 3c~3d)。其中，HS1期间南海北部站位δ18Oresidual变化幅度的平均值为0.55 ‰，南海南部站位平均值为0.35 ‰；YD期间南海北部站位变化幅度的平均值约0.49 ‰，南海南部站位的变化幅度平均值0.27 ‰。
相对于冰期和冰消期，间冰期北半球高纬度冰盖变化较小，全球气候应该比较稳定。然而MD18-3569孔δ18Oresidual记录在全新世约1.4 ka B.P.、2.7 ka B.P.、4.4 ka B.P.、6.2 ka B.P.、7.2 ka B.P.和8.9 ka B.P.时期出现了6次快速波动事件(图 4a)，平均间隔约1500 a，对应SSS增大、降水减少，指示南海北部区域的水文气候在间冰期也有千年尺度变化。这些事件与华南董哥洞石笋δ18O记录的全新世夏季风减弱事件(图 4a)几乎同时发生(事件中心约在1.6 ka B.P.、2.7 ka B.P.、4.4 ka B.P.、6.3 ka B.P.、7.2 ka B.P. 和8.3 ka B.P.，平均持续时间100~500 a)[27, 30]，其中1.4 ka B.P.、2.7 ka B.P.、7.2 ka B.P. 正好对应于太阳常数或辐照度的极小值期[78](也是太阳黑子活动强盛期，见图 4a)。MD18-3569的δ18Oresidual频谱分析结果表明(图 4b)，1500年周期最为显著，类似地，董哥洞石笋氧同位素的全新世千年周期也集中于1500 a左右[27]。此外，北半球8次冷事件模拟结果[31]和东海表层海水温度重建的黑潮强度也有类似的千年尺度波动，黑潮在1.7 ka B.P.、3.3 ka B.P.、4.6 ka B.P.、5.9 ka B.P.、8.1 ka B.P.和9.4 ka B.P.时期出现6次减弱事件，平均间隔也是1500 a，同样指示了全新世夏季风减弱，并可能与东亚古文明演变存在密切联系[28]。
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图 4 全新世东亚夏季风的千年尺度事件波动 (a)MD18-3569孔δ18Oresidual(蓝色，去趋势结果)与董哥洞石笋δ18O[27](绿色，去趋势结果)、太阳辐照度(橙色，9点平滑后结果[78])，其中，红色阴影是全新世千年尺度波动事件；(b)MD18-3569岩芯δ18Oresidual频谱分析结果，红色是95 % 置信度，黄色是90 % 置信度，绿色是80 % 置信度 Fig. 4 East Asian Summer Monsoon fluctuations during the Holocene. (a)δ18Oresidual record in core MD18-3569(blue, detrending result)and Dongge cave stalagmite δ18O[27](green, detrending result), solar irradiance[78](orange, 9-point smoothing), and the red shade is the Holocene millennium-scale fluctuation events; (b)MD18-3569 core δ18Oresidual spectrum analysis, 95 % confidence(red), 90 % confidence(yellow), and 80 % confidence(green) |
2.8~2.7 ka B.P.的南海北部降水减弱事件，对应于北大西洋2.8 ka B.P.的冰筏事件，可能由于太阳辐照度下降造成北大西洋变冷，进而造成亚洲夏季风减弱，比如陕西省南部地区的石笋记录显示2.9~2.7 ka B.P.气候较为干旱[32, 33, 79]，正好与中国西周末期干旱吻合：例如《国语：周语》记载“幽王二年，……三川竭”。
4.6~4.2 ka B.P.事件对应于北大西洋冰筏事件中的全新世事件3[29]，标志着全新世气候适宜期结束，该事件相关的季风降雨减少现象在中国东南部很多区域都有所体现，如南海北部δ18O沉积记录[4, 35]、冲绳海槽的孢粉沉积记录[36]，贵州董哥洞石笋[27]和湖北玉龙洞[37]、神农架石笋记录[40]以及大兴安岭阿尔山天池[80]和新疆西天山中部赛里木湖[81]等，都指示当时东亚气候异常干冷、降水减弱，可能与中国新石器文化衰落有密切关系[38]，模拟研究表明4.6~4.2 ka B.P.事件可能是由于地球轨道参数和气候系统内部变率的共同影响[39]。
7.5~7.0 ka B.P.事件在东亚多个地区都有所体现，例如贵州石笋δ18O记录[41]、台湾湖泊沉积物记录[42]、冲绳海槽北部锶同位素记录[43]等，都指示当时温度降低、夏季风减弱，其可能原因包括短时间尺度的太阳辐照度下降、全新世以来北半球夏季太阳辐射减少的长期趋势等[44]。
9.2~8.7 ka B.P.事件是全新世最强的一次季风降水快速减少事件，MD18-3569孔δ18Oresidual在8.9 ka B.P.比全新世平均值偏正0.77 ‰ (比4.4 ka B.P.事件偏正0.1 ‰，模拟结果也表明8.9 ka B.P.事件的降水减少幅度明显大于4.4 ka B.P.事件[39])，类似现象也见于东亚季风影响的其他区域，比如中国南部的湖泊沉积物指标[45]、湖北省三宝洞[46]和落水洞[47]石笋记录、九大湖盆地泥炭沉积中的有机碳记录[48]，都指示9.2~8.7 ka B.P.气候较为干旱，这次季风降水减少事件可能促进了人类文明早期灌溉农业的产生[49]。
总之，南海北部至东亚地区水文气候的千年尺度快速波动，与格陵兰冰芯δ18O[29]、北大西洋冰筏碎屑事件[82]、阿拉伯海沉积记录[83]遥相呼应，可能反映全球不同区域的气候共同受控于太阳辐照度的变化[28, 84]。
4 结论(1) 本研究利用南海东北部MD18-3569孔的δ18Oresidual，重建了过去两万年来南海北部表层海水盐度(SSS)的长期至千年尺度演变历史，结果发现，研究区δ18Oresidual代表的SSS主要受东亚夏季风降水影响，末次冰盛期以来SSS具有2万年的岁差尺度变化趋势，与东亚石笋δ18O变化趋势相似，与南海南部δ18Oresidual的变化趋势呈反相变化关系；同时本站位δ18Oresidual在全新世呈现出1500年周期的千年尺度波动，记录了6次东亚夏季风降水减弱事件(δ18Oresidual在1.4 ka B.P.、2.7 ka B.P.、4.4 ka B.P.、6.2 ka B.P.、7.2 ka B.P.和8.9 ka B.P.快速偏正)。
(2) 南海南、北部SSS的长期反相变化趋势可能是因为末次冰消期以来，北半球夏季太阳辐射量增加，包括南海南部在内的暖池区蒸发增强、局地表层海水δ18O偏正、SSS增大，同时东亚夏季风增强，把暖池区蒸发水汽更多地输送至南海北部，导致南海东北部降水增加、降水δ18O和δ18Oresidual偏负、SSS减小；全新世以来，随着东亚夏季风减弱，暖池区分馏作用减弱，南海南部δ18Oresidual偏负、SSS减小，被东亚夏季风输送至南海东北部的水汽减少，东北部地区降水δ18Oc和δ18Oresidual偏重、SSS增大。
(3) 此外，MD18-3569站位的δ18Oresidual结果还表明，末次冰消期YD和HS1两次变冷事件期间，南海北部δ18Oresidual的变化幅度都大于南海南部，YD期间南海南部和北部SSS都有显著增加，而HS1期间则表现为南海北部SSS逐渐减小、南部SSS逐渐增大。
致谢: 感谢2018年中法合作Marion Dufresne航次为本研究提供样品，感谢江小英、乔培军的实验室分析工作；感谢王星星、杨策、张洪瑞参与文章讨论；同时感谢匿名审稿人和杨美芳编辑提出的建设性意见，极大地帮助了本文的完善和提高。
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Abstract
Sea Surface Salinity derived from paired oxygen isotope and Mg/Ca of planktonic foraminiferal shell is an important indicator for understanding hydroclimatic changes in the East Asian Summer Monsoon(EASM) region. However, mechanism for EASM-related hydroclimatic changes remains controversial since the last deglacial and little attention has been paid to the influence of EASM in the northern South China Sea(SCS), especially with archives of millennium scale high-resolution. In this work, we selected the marine core MD18-3569 that was drilled from the northeastern SCS(22°09.30'N, 119°49.24'E; 1320m water depth, total core length of 40.08m) during the 2018 Marion Dufresne cruise. For the upper 10.09m of this core, seven AMS14C dating points were used to establish a reliable age model covering from 0.78 ka B.P. to 19.88 ka B.P. with a sedimentation rate of 52.4cm/ka. Based on 126 samples spanning this core segment(with a sampling interval of 8cm or a time resolution of ca. 152 years), we analyzed shell Mg/Ca ratio and δ18O of planktonic foraminifera G.ruber for each sample, then calculated associated residual oxygen isotope of sea water(δ18Oresidual) as a proxy of sea surface salinity, and finally reconstructed hydroclimatic changes in the northeastern SCS over the last 20000 years.Compared with other δ18Oresidual reconstructions in the SCS, our results imply that: (1) Long-term trends of δ18Oresidual records in the southern and northern SCS are featured by a temporal out-of-phased relationship, in which the sea surface δ18Oresidual and salinity both shifted negatively in the northern SCS during the last deglacial period and then gradually shifted positively during the Holocene, while the δ18Oresidual in the southern SCS shifted out-of-phased. This reversed relationship may be explained as follows, during the last deglacial period, the increased northern hemisphere summer insolation results in stronger atmospheric convections over the EASM-adjacent tropical oceans and larger oxygen isotope fractionation from ocean to land, with more water vapor evaporation of lighter δ18O at the expense of heavier δ18O of the residual sea water(increased salinity) in the warm pool areas(such as the southern SCS). Meanwhile, the enhanced EASM transported more water vapor to the northern SCS, resulting in more monsoonal precipitation of lighter δ18O in our study area, explaining the negative shift of δ18Oresidual and decreased salinity. (2) At millennial time scales, there are 6 positive shifts in our δ18Oresidual record during the Holocene, centered at 1.4 ka B.P., 2.7 ka B.P., 4.4 ka B.P., 6.2 ka B.P., 7.2 ka B.P., and 8.9 ka B.P., respectively. These millennial-scale events have an average interval of about 1500 years, and resemble those abrupt EASM weakening events of stalagmite δ18O from China, and may be related to solar irradiance changes. Especially at 4.2~4.6 ka B.P. and 8.7~9.2 ka B.P., drastically decreased monsoon rainfall events were recorded in many regions of East Asia, indicating that severe droughts at that time may influence past evolutions of China civilization. Generally, since the last glacial maximum, the δ18Oresidual proxy of sea surface salinity in our study area is mainly affected by EASM-related hydroclimatic changes at multiple time scales.