郭建卿, 成鑫荣, 陈荣华. (2011)北极冰盖形成对东西太平洋及边缘海古海洋学演化的影响* [J]. 古地理学报, 13(3): 334-346
Guo Jianqing, Cheng Xinrong, Chen Ronghua. (2011)Response of palaeooceanography evolution of eastern and western Pacific Ocean and marginal sea to the Arctic Icecap formation[J]. Journal Of Palaeogeography, 13(3): 334-346. DOI:  
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北极冰盖形成对东西太平洋及边缘海古海洋学演化的影响*
郭建卿1, 成鑫荣2, 陈荣华2,3
1 中国石油大学(华东)地球资源与信息学院,山东东营 257061
2 同济大学海洋地质国家重点实验室,上海 200092
3 国家海洋局第二海洋研究所,浙江杭州 310012

第一作者简介：郭建卿,女,1979生,中国石油大学(华东)地球资源与信息学院石油地质专业博士研究生,研究方向为海洋地质学与层序地层学。通讯地址:山东东营中国石油大学(华东)地球资源与信息学院;邮政编码:257061。E-mail:qingbdq@126.com。

通讯作者简介：成鑫荣,男,1953生,同济大学教授,长期从事钙质超微化石和古环境方面的教学和研究。E-mail:xrchengk@online.sh.cn。

收稿日期:2010-08-31
基金:*国家自然科学基金项目(编号:40331002)资助
摘要

上新世最重要的古气候事件就是北极冰盖的形成和扩张( 3.2— 2.5Ma)。根据北极冰盖的形成过程,文中将上新世—早更新世( 4.5— 1.6Ma)西太平洋暖池核心区 ODP807A孔 2个浮游有孔虫属种Globigerinoides ruber和Pulleniatina obliquiloculata的δ 18O(氧同位素)、δ 13C(碳同位素)记录数据细分为 3个阶段:形成前( 4.5— 3.2Ma)、形成中( 3.2— 2.5Ma)和形成后( 2.5— 1.6Ma)。研究结果表明,北极冰盖形成以来,G.ruber和P.obliquiloculata的 δ 18O值均呈增大趋势;北极冰盖形成中,G.ruber 的δ 18O值基本不变,P.obliquiloculata的 δ 18O值略增大,反映出西太平洋暖池次表层海水受北极冰盖形成的影响更甚; Δδ 18O(P-G)(G.ruber和P.obliquiloculata的 δ 18O 的差值)反映出温跃层无明显变化,受北极冰盖形成影响微弱。根据用 Ma/Ca值得到的 ODP806站 SST值( Wara et al ., 2005)以及用U37K'得到的东太平洋 ODP847站 SST值数据( Herbert and Laura, 2010),对北极冰盖形成以来东西太平洋古海洋学演化进行比较发现:冰盖形成以来东西赤道太平洋海水表层温度均有所下降,且东太平洋降温幅度更大;对比同时期的西太平洋 ODP807A孔 Δδ 18O(P-G)与东太平洋 ODP847站 Δδ 18O(T-S)的变化趋势,发现东太平洋温跃层变浅,表明受北极冰盖形成和扩张的影响,东西太平洋温跃层深度梯度增大。对比 ODP807A孔与南海南部 1143站、南海北部 1148站G.ruber的 δ 18O 和δ 13C记录,揭示西太平洋边缘海如南海北部和南部受北极冰盖形成的影响有所不同,北部的表层海水温度和生产力水平受冰盖形成的影响更加明显。

关键词: 西太平洋暖池; 氧同位素值; 碳同位素值; 北极冰盖形成; 温跃层
中图分类号:P736.4 文献标志码:A 文章编号:1671-1505(2011)03-0334-13
Response of palaeooceanography evolution of eastern and western Pacific Ocean and marginal sea to the Arctic Icecap formation
Guo Jianqing1, Cheng Xinrong2, Chen Ronghua2,3
1 Earth Resource and Information College,China University of Petroleum(East China),Dongying 257061,Shandong
2 State Key Laboratory of Marine Geology,Tongji University,Shanghai 200092
3 The Second Institute of Oceanograhy,SOA,Hangzhou 310012,Zhejiang;

About the first author：Guo Jianqing,born in 1979,is a Ph.D. candidate in China University of Petroleum(East China).Now,she is mainly engaged in sequence stratigraphy and marine geology.E-mail: qingbdq@126.com.

About the corresponding author：Cheng Xinrong,born in 1953,is a professor in Tongji University,and is mainly engaged in researches and teaching in mini-fossil and palaeoenvironment.E-mail: xrchengk@online.sh.cn.

Abstract

The most important palaeoclimate event in the Pliocene is the formation and expansion of the Arctic Icecap during 3.2-2.5 Ma.We obtained δ18O(oxygen isotopes), δ13C(carbon isotope)record data of planktonic foraminifera Globigerinoides ruber and Pulleniatina obliquiloculata from the Pliocene-Early Pleistocene interval(4.5-1.6Ma)in ODP807A in the Western Pacific Warm Pool.Based on the formation process of the Arctic Icecap,the above data can be divided into three stages: prior to Icecap formation(4.5-3.2Ma),during Icecap formation(3.2-2.5Ma)and after Icecap formation(2.5-1.6Ma).The results show that since the Icecap formation, δ18O values in both G.ruber and P.obliquiloculata showed increasing trend,respectively indicating the continuous temperature decrease in the surface and subsurface in the Warm Pool.During the Icecap formation,the δ18O value of G.ruber changed little,but that of P.obliquiloculata was heavier,which indicate that the subsurface was affected more strongly by Icecap formation.The δ18O difference between P.obliquiloculata and G.ruber(or Δ δ18O( P-G)) reflects little change in the depth of thermocline,implying a very weak influence from the Icecap formation.According to the Mg/Ca value from ODP806(Wara et al.,2005)andU37K' value from ODP 847(Herbert and Laura,2010),both the surface temperature of western Pacific Ocean and the eastern Pacific Ocean decreased since the Arctic Icecap formation,and a greater range of the eastern Pacific.Compared with Δ δ18O( P-G) from the western Pacific ODP807A with Δ δ18O( T-S) from the eastern Pacific ODP847 at the same period,the eastern Pacific thermocline changed shallowing,suggesting the gradient of the depth of thermocline between the western and eastern Pacific enlarged.Compared δ18O and δ13C value between G.rubber and P.obliquiloculata atSite 1143 andSite 1148, it also indicated that the surface temperature and the productivity level were more evidently affected in the northern(Site 1148)than in the southern South China Sea(Site 1143).

Key words: Western Pacific Warm Pool; oxygen isotope value; carbon isotope value; Arctic Icecap formation; thermocline depth

西太平洋暖池作为全球大洋年平均气温最高、全球海— 气相互作用最活跃的地区, 一直是古海洋学研究的热点和难点之一(Shackleton, 1990; Ravelo and Fairbanks, 1992; Ravelo and Shackleton, 1995; Cane, 1998; Cane and Evans, 2000; 张江勇和金海燕, 2008)。前人的研究表明, 低纬度暖池区的冰期— 间冰期旋回受米兰科维奇理论的轨道驱动显著, 但其是否受冰盖驱动影响, 尤其是上新世以来北极冰盖的形成(约3.2— 2.5 Ma)(Zachos et al., 2001; Robinson et al., 2008)这一重要古气候事件是否对西太平洋暖池演变造成影响, 一直以来研究极为匮乏。另外, 前人的研究多关注0.9Ma左右低纬度大洋区的古海洋和古气候变化(刘传联等, 2005; 金海燕等, 2006; 李前裕等, 2006), 缺乏北极冰盖形成前后西太平洋暖池演化的证据资料。本次工作以西太平洋暖池核心区ODP807A孔深海浮游有孔虫Globigerinoides ruber和Pulleniatina obiquiloculata的氧碳稳定同位素资料为基础, 同时利用Wara等(2005)对西太平洋暖池ODP806站、Herbert和Laura(2010)对东太平洋ODP847站的有关分析数据, 研究上新世— 早更新世(4.5— 1.6Ma)东西赤道太平洋的上层水体结构的变化, 以细致完整地研究北极冰盖形成这一重要时期的西太平洋暖池演化, 在此基础上分析东西赤道太平洋的古海洋学演化的异同; 以从暖池核心区获得的重要关键性的氧碳同位素数据为基础, 通过暖池核心区与周围临近海区氧碳同位素记录比较, 来研究西太平洋暖池在北极冰盖形成时期温跃层、营养跃层等上层水体结构的古海洋学变化。该研究对低纬度热带地区乃至全球的古海洋、古气候变化研究具有十分重要的意义。

1 材料和方法

本次工作采用的是ODP 130航次807A孔的岩心。该站位于赤道西太平洋翁通— 爪哇海台(3° 36.42'N, 156° 37.49'E), 水深2803.6m, 处于西太平洋暖池的范围(30° N— 30° S, 140° W— 80° E)内(图 1)。该孔深822.9m, 本次工作对其上部3~12 H长81.02 mbsf(meters below seafloor, 海底以下米数, 以下所用不作特殊说明外均为mbsf)的岩心进行了分析, 并结合金海燕等(2006)的研究成果, 对ODP807A孔上部0~12, H、总长106 mbsf的岩心样品进行研究。

该段沉积物主要由浅灰色— 白色的微体化石软泥构成, 伴有生物扰动现象。本次研究中, 3~9 H段按5cm间隔取样, 10~12 H段按10cm间隔取样, 时间分辨率约为2.5 ka。分析鉴定的浮游有孔虫是G.ruber(粉红色红拟抱球虫)和P.obliquiloculata(普林虫), 共分析样品1741个。样品处理方法见郭建卿等(2010), 样品测量在同济大学海洋地质国家重点实验室MAT252质谱仪上进行, 测量精度分别为+0.08‰ 和+0.06‰ (PDB)。

2 地层年代的建立

地层学是古海洋学研究的基础, 也是深海钻探和大洋钻探研究中的首项内容, 地层年代框架的准确与否决定了古海洋学研究的精确程度。ODP130航次807A孔样品所含地层学信息丰富, 为研究提供了很好的材料。本次工作所建立的地层年代框架以浮游有孔虫G.ruber氧同位素为基础, 地层年代框架建立的步骤如下:

1)建立年龄模式。根据前人对于ODP807A孔的生物地层学和磁性地层学研究成果(Shackleton, 1983, 1990; Ravelo et al., 1990; Ravelo and Fairbanks, 1992; Ravelo and Shackleton, 1995; Shackleton and Hall, 1995; Sun et al., 2003; Shevenell et al., 2004; Raymo et al., 2005), 认为井深0~131.06 mbsf相当于5Ma以来的沉积, 采用Prentice等(1993)的氧同位素事件和钙质超微事件年龄值来初步建立原始地层年龄框架(表 1)。

图1 西太平洋暖池区ODP807A孔位置Fig.1 Location of ODP807A in the Western Pacific Warm Pool

表1 西太平洋ODP807A孔顶部岩心的年龄模式 Table1 Age model based on biostratigraphy of ODP807A in the western Pacific Ocean

2)在郭建卿等(2010)的研究基础上将ODP807A孔的氧同位素曲线按Raymo等(2005)的标准进行调整, 从而将不同的氧同位素曲线调整到统一的标准之下, 使得原有的氧同位素地层年代框架更加科学可靠。

3)与东太平洋ODP677站(1.6— 2.0Ma)及ODP846站(2.0— 4.5Ma)浮游有孔虫G.ruber氧同位素— 深度图进行对比(Shackleton et al., 1990), 识别氧同位素事件(图 2)。

4)采用“ 峰对峰、谷对谷、冰期— 间冰期界限位于同位素曲线变化最快处” 的形态对比方法, 将ODP807A孔G.ruber氧同位素— 深度划分出170个氧同位素事件(图 2), 识别出了1.6— 4.5Ma期间所有的氧同位素事件。各同位素事件的年龄与相对应的ODP807A孔岩心深度见表1。

3 上新世以来(4.5— 1.6Ma)西太平洋暖池垂向温度结构的变化
3.1 西太平洋表层和次表层海水浮游有孔虫氧同位素变化特征

图3-A为4.5— 1.6Ma期间ODP807A孔浮游有孔虫G.ruber的 δ 18O 记录, 其在4.5Ma以来略呈增大趋势(图 3-A)。根据北极冰盖形成的重要时期是在2.7 Ma左右、前后大约有0.5Ma的过渡期(Robinson et al., 2008), 将807A孔G.ruber的 δ 18O 记录大致划分为3段: 4.5— 3.2 Ma、3.2— 2.5Ma和2.5— 1.6 Ma, 各段的平均值分别为:-1.631‰ 、-1.585‰ 和-1.494‰ 。从分段可以看出, 该孔G.ruber的 δ 18O 值在4.5— 3.2 Ma(北极冰盖形成前)减小, 3.2— 2.5 Ma(北极冰盖形成中)逐渐增大, 2.5— 1.6 Ma(北极冰盖形成后)继续增大。这表明, 随着北极冰盖形成, 西太平洋暖池核心区G.ruber的 δ 18O 值明显增大, 但在北极冰盖形成中, 尤其是2.7Ma前后G.ruber的 δ 18O 值基本保持不变, 受冰盖形成影响不大。

次表层种P.obliquiloculata的 δ 18O 值变化趋势与G.ruber相似, 同样划分为4.5— 3.2 Ma、3.2— 2.5Ma和2.5— 1.6Ma这3个阶段, 其平均值分别为-1.246‰ 、-1.167‰ 和-0.996‰ , 表明P.obliquiloculata的 δ 18O 值自4.5 Ma以来也呈逐渐增大的趋势。但与G.ruber的 δ 18O 值变化不同的是, 在北极冰盖形成中, P.obliquiloculata的 δ 18O 值显著增大(图 3-C), 而2.7Ma前后, 西太平洋暖池ODP807A孔G.ruber的 δ 18O 值基本保持不变, 可见, 西太平洋暖池核心区的次表层海水浮游有孔虫属种受北极冰盖形成的影响比表层浮游有孔虫属种更为显著。

图2 西太平洋ODP807A孔1.6— 4.5Ma的年代地层框架(据郭建卿等, 2010, 略作修改)Fig.2 Chronological stratigraphic framework of ODP807A of the western Pacific Ocean during 1.6-4.5 Ma (modified from Guo et al., 2010)

3.2 温跃层深度的变化

现代大洋上部水体存在垂直分层现象, 由上而下依次分为“ 混合层” 和“ 温跃层” (Ravelo et al., 1990)。研究发现, 浮游有孔虫次表层种与表层种的氧同位素差值(Δ δ 18O)可以作为温跃层变化的替代性指标(Ravelo et al., 1990; Shackleton and Hall, 1995), 当温跃层变浅时, Δ δ 18O 增加, 而当温跃层加深时, Δ δ 18O减小(Ruddiman, 2006)。

ODP807A孔的Δ δ 18O(P-G)在4.5— 3.2 Ma、3.2— 2.5 Ma、2.5— 1.6Ma这3个阶段的变化趋势是稳定— 略有增大— 稳定(图 3-B), 表明西太平洋温跃层深度在这一阶段基本不变。对3.2— 2.5Ma的Δ δ 18O(P-G)进行分析发现,

图3 西太平洋ODP807A孔G.ruber与P.obliquiloculata的 δ 18O 记录及差值（A— G.ruber的δ 18O值, 1.6— 4.5Ma; B— Δ δ 18O(P-G), 1.6— 4.5Ma; C— P.obliquiloculata的δ 18O值, 1.6— 4.5Ma; D— Δ δ 18O(P-G), 2.5— 3.2 Ma。黑色箭头所示为变化趋势）Fig.3 Oxygen isotope record and difference between G.ruber and P.obliquiloculata at Core ODP807A in the western Pacific Ocean

西太平洋暖池温跃层的变化可进一步分为3段:3.2— 2.98 Ma、2.98— 2.72 Ma和2.72— 2.5 Ma(图3-D), 其中3.2— 2.89Ma, Δ δ 18O(P-G) 增大, 温跃层变浅; 2.89— 2.72Ma, Δ δ 18O(P-G) 增大, 温跃层变浅; 2.72— 2.5Ma, Δ δ 18O(P-G) 基本保持平稳, 温跃层深度较为稳定。可见在北极冰盖形成期间, 温跃层深度呈变浅的趋势。4 上新世以来(4.5— 1.6Ma)东西太平洋古海洋学变化的比较

4.1 东西太平洋氧碳同位素记录变化的比较

通过对西太平洋暖池核心区ODP807A孔、东太平洋851站(2.8° S, 110.6° W, 年平均温度约25, ℃)浮游有孔虫表层与次表层种的氧碳同位素记录进行对比, 来探讨东西太平洋在北极冰盖形成时期上层水体结构演化的异同。通过对比发现, 在4.5— 1.6Ma期间, 东太平洋851站与西太平洋ODP807A孔的G.ruber的 δ 18O 值变化趋势较一致, 呈逐渐增大的趋势(图 4-A), 表明东西太平洋表层海水中的浮游有孔虫氧同位素基本呈同步变化。同时, 东太平洋851站与西太平洋ODP807A孔的G.ruber的δ 13C值变化均较为平稳, 但前者的值一直比后者高(图 4-B), 暗示东太平洋的表层生产力和营养物水平一直比西太平洋低(Wara et al., 2005)。另外, 从两者G.ruber的δ 13C值无明显变化、呈较为稳定的趋势来看, 东西太平洋表层生产力和营养物水平受北极冰盖形成的影响微弱。

4.2 东西太平洋表层海水温度变化特征的比较

西太平洋暖池作为全球气候变化的引擎一直受到普遍关注, 而东太平洋是典型的冷舌区, 东西太平洋海水表层温度梯度以及温跃层的“ 跷跷板式” 变化是厄尔尼诺现象发生时的重要特征(Beaufort et al., 2003), 因此研究东西太平洋垂向水体结构的变化具有重要意义。

海水表层温度(SST)被认为是反映海水上层水体结构变化以及热带气候变化最敏感的特征参数。虽然浮游有孔虫氧同位素数据在盐度不变时可以从一定程度上反映海水表层温度的变化(Ravelo and Fairbanks, 1992), 但是要想得到准确的海水表层温度, 国际通用的方法有3种:第1种是通过转换函数法得到, 第2种是通过测量有孔虫壳体Mg/Ca值再经过公式计算得到(Wara et al., 2005), 还有1种是通过测得沉积物中的 U37K'值再经过公式计算得到(Molnar and Cane, 2002; Lawrence et al., 2006)。

作者选取的研究站位为西太平洋暖池核心区的ODP806站(0° N, 159° E, 水深2520m, 年平均温度大于28 ℃)和东太平洋ODP847站(3.0° S, 90.8° W, 年平均温度约24 ℃)。ODP806站的SST温度值是通过测量浮游有孔虫Globigerinoides sacculifer壳体的Mg/Ca值再由公式计算得到的(Wara et al., 2005); 东太平洋ODP847站的SST温度值则是通过测得 U37K'值经过经验公式计算获得(Herbert and Laura, 2010)。

图5-B反映了4.5— 1.6Ma西太平洋暖池核心区806站SST值的变化, 在4.5— 3.2 Ma、3.2— 2.5Ma和2.5— 1.6Ma这3个阶段, SST值变化趋势为增大— 减小— 增大, 即西太平洋暖池区在北极冰盖形成前(4.5— 3.2Ma)逐步升温, 在北极冰盖形成中(3.2— 2.5Ma)持续降温, 在北极冰盖形成后(2.5— 1.6Ma)又有所升温, 但是增温幅度明显低于北极冰盖形成之前。

图4 西太平洋ODP807A孔和东太平洋851站G.ruber的 δ 18O 和δ 13C值对比（A— ODP807A孔和851站G.ruber的 δ 18O 值对比; B— ODP807A孔和851站G.ruber的δ 13C值对比虚线箭头指示851站同位素增大或减小的趋势, 实线箭头指示807A孔同位素增大或减小的趋势）Fig.4 Comparison of oxygen and carbon isotopes at ODP807A in the western Pacific Ocean and site 851 in the eastern Pacific Ocean

图5 西太平洋ODP806站(Wara et al., 2005)和东太平洋ODP847站(Herbert and Laura, 2010)Fig.5 Comparison of SST data at ODP806 in the western Pacific Ocean (Wara et al., 2005) and ODP847 in the eastern Pacific Ocean(Herbert and Laura, 2010)

()SST资料比较（A— ODP847站由 U37K'得到的SST温度结果, 1.6— 4.5Ma; B— ODP806站由Mg/Ca值得到的SST温度结果, 1.6— 4.5 Ma。箭头所示为温度变化趋势）

图5-A反映了4.5— 1.6Ma东太平洋冷舌区847站的SST值变化。在4.5— 3.2 Ma、3.2— 2.5, Ma、2.5— 1.6Ma这3个阶段, SST值变化趋势为减小— 减小— 平稳, 即东太平洋冷舌区在北极冰盖形成前(4.5— 3.2Ma)持续降温, 在北极冰盖形成中(3.2— 2.5Ma)降温明显, 在北极冰盖形成后(2.5— 1.6Ma)比较稳定, 且稳中有升。

对比西太平洋暖池区和东太平洋冷舌区4.5— 1.6Ma的SST值变化发现, 在北极冰盖形成之前, 西太平洋暖池区SST值呈不断增大趋势, 东太平洋SST值变化刚好相反, 呈下降趋势, 东西太平洋温度梯度有所减小; 在北极冰盖形成过程中, 二者变化趋势趋于一致, 均呈降低趋势, 全球变冷; 在北极冰盖形成之后, 东太平洋冷舌区的表层海水温度回暖趋势明显弱于西太平洋暖池区, 东西太平洋SST差值增大。对比图4-A东西太平洋氧同位素变化特征可见, 北极冰盖形成以来, 东西太平洋氧同位素值均有增大趋势, 同时由图5-A、图5-B可见, 北极冰盖的形成对东西太平洋SST的变化与浮游氧同位素数值的变化并不同步, 东西太平洋水体温度差异在4.5— 3.2Ma较小, 3.2 Ma以后逐渐开始增大, 赤道太平洋气候由典型的厄尔尼诺状态过渡到现代气候状态。

4.3 东西太平洋温跃层深度变化的比较

研究发现, 温跃层的变化与厄尔尼诺、南方涛动等气候异常现象具有直接关系(Weissert et al., 1998; Lawrence et al., 2006), 因此对温跃层变化的研究不仅在古海洋学和古气候学、而且在现代气候变化研究中都具有重要意义。现代赤道太平洋区的温跃层通常呈东浅西深的特点(Molnar and Cane, 2002; Philander and Fedorov, 2003), 当厄尔尼诺或拉尼娜等气候异常现象发生时, 东西太平洋表层海水温度及温跃层深度呈“ 跷跷板” 式变化(Ravelo and Andreasen, 2004; Wara and Michael, 2005), 即一边变冷或温跃层变浅时, 另一边必变暖或温跃层加深, 呈现截然相反的变化趋势(Philander and Fedorov, 2003), 形成表层海水温度与温跃层深度分布不对称的格局(Yan and Zheng, 1992; Xu et al., 2006)。

文中以西太平洋暖池核心区ODP807A孔和东太平洋847站(3.0° S, 90.8° W, 年平均温度约24, ℃)作为研究站位, 探讨4.5Ma以来东西太平洋温跃层变化的异同, 研究过程中用Globorotalia tumida和Globigerinoides sacculifer的 δ 18O 差值(Δ δ 18O(T-S))来表征847站的温跃层深度变化。由图3-B、图6-A可以看出, 4.5— 1.6Ma, 807A孔Δ δ 18O(P-G)的变化基本很小。847站Δ δ 18O(T-S)的变化较为剧烈, 若按4.5— 3.2 Ma、3.2— 2.5Ma和2.5— 1.6Ma这3个阶段来分析, 则呈增大— 减小— 明显增大趋势(图 6-B), 暗示东太平洋温跃层深度受北极冰盖形成影响呈显著变浅趋势, 尤其是在4.5— 3.5Ma期间变浅趋势明显。

单独对3.2— 2.5Ma的温跃层变化(图 6-C、6-D)进行分析发现, ODP807A孔Δ δ 18O(P-G)和ODP847站Δ δ 18O(T-S)的变化趋势有所不同。前者在3.2— 2.98 Ma、 2.98— 2.72Ma和2.72— 2.5Ma这3个阶段呈增大— 略增大— 稳定的变化, 暗示北极冰盖形成前后西太平洋温跃层变化较小; 后者也可分为3个阶段:3.2— 2.98 Ma、2.98— 2.65Ma和2.65— 2.5Ma, 其Δ δ 18O呈增大— 减小— 增大的变化趋势, 暗示东太平洋温跃层先变浅后变深再变浅。表明北极冰盖形成以来, 东太平洋温跃层深度呈明显变浅的趋势, 西太平洋温跃层深度则变化很小, 东西太平洋温跃层梯度加大。

图6 西太平洋ODP807A孔Δ δ 18O(P-G)和东太平洋847站Δ δ 18O(P-G)的对比（OceanA— ODP807A孔Δ δ 18O(P-G), 4.5— 1.6Ma; B— 847站Δ δ 18O(T-S), 4.5— 1.6Ma; C— ODP807A孔Δ δ 18O(P-G), 3.2— 2.5Ma; ; D— 847站Δ δ 18O(T-S), 3.2— 2.5 Ma。黑色长箭头代表变化趋势）Fig.6 Comparison of Δ δ 18O(P-G) at ODP807A in the western Pacific Ocean and site 847 in the eastern Pacific

图7 西太平洋ODP807A孔与南海南部1143站、南海北部1148站G.ruber的 δ 18O 值和δ 13C值对比（A— ODP807A孔和1143站G.ruber的 δ 18O 值对比, 4.5— 1.6Ma; B— ODP807A孔和1143站G.ruber的δ 13C值对比, 4.5— 1.6Ma; C— ODP807A孔和1148站G.ruber的 δ 18O 值对比, 4.5— 1.6Ma; D— ODP807A孔和1148站G.ruber的δ 13C值对比, 4.5— 1.6 Ma。箭头指示增大或减小的趋势, 灰色区域代表北极冰盖形成时期变化）Fig.7 Comparison of oxygen and carbon isotope values at ODP807A in the western Pacific Ocean and site 1143 at southern South China Sea、site 1148 at northern South China Sea

总之, 北极冰盖的形成对西太平洋暖池温跃层影响微弱, 而对东太平洋影响较大。东西太平洋温跃层梯度明显增大可能与受北极冰盖扩张影响有关(马文涛, 2009)。随着全球变冷, 东西太平洋温度梯度加大, 沃克环流增强, 东太平洋冷水上升流活动增强, 又进一步加大东西太平洋的表层海水温度梯度差距, 东太平洋温跃层变得更浅, 赤道太平洋进入持续的ENSO状态(Wara and Michael, 2005; Scroxton and Bonham, 2010), 形成赤道太平洋东西不对称的温跃层分布格局。

5 西太平洋暖池区与边缘海氧碳同位素记录的比较

边缘海一直以来是很重要的古海洋学研究区域之一, 它们包含着大片陆架浅水区和大量的海峡、海道, 在冰期海平面下降时容易出现浅海成陆、海道关闭的局面, 从而引起大幅度的地理变化与海流改组(Ravelo and Fairbanks, 1992; Wang et al., 2001; 田军等, 2005)。南海是与西太平洋暖池关系最密切的边缘海之一, 笔者通过对西太平洋ODP807A孔与南海南部1143站、南海北部1148站G.ruber的 δ 18O 值和δ 13C值变化的比较, 以分析上新世以来暖池核心区与暖池边缘表层海水温度结构及营养物水平的变化。

从图7-A中可看出, 4.5— 1.6Ma, 南海南部1143站与西太平洋暖池807A孔的G.ruber 的δ 18O记录变化趋势较为一致, 均随着北极冰盖的形成呈持续增大的趋势, 且807A孔G.ruber的 δ 18O 值比1143站高。而807A孔G.ruber的δ 13C值在3.8, Ma以后与1143站较为接近, 4.5— 3.8Ma二者的G.ruber的δ 13C值差距较大(图 7-B), 且1143站G.ruber的δ 13C值明显低于807A孔, 暗示南海南部海水的营养物水平和表层生产力水平明显高于西太平洋暖池核心区(Fedorov et al., 2006; Danovaro et al., 2008)。随着北极冰盖的形成, 1143站G.ruber的δ 13C值明显增大, 807A孔G.ruber的 δ 13C 值基本不变, 二者的差距逐步减小并趋于一致, 可见北极冰盖形成对西太平洋边缘海的表层生产力水平、营养物水平影响较大, 对西太平洋暖池区影响较小。

4.5— 1.6Ma, 1148站G.ruber的 δ 18O 值大于807A孔, 且均呈增大的趋势, 变化趋势基本一致, 但1148站起伏幅度较大(图7-C)。同时, 1148站G.ruber的δ 13C值比807A孔低(图 7-D), 且在北极冰盖形成过程中, 1148站G.ruber的δ 13C值减低明显(图 6-D), 表明在北极冰盖形成期间, 南海北部表层生产力和营养物水平明显增高, 与南部有所不同。

总之, 北极冰盖形成以来, 西太平洋暖池和东太平洋的表层海水温度均有下降, 赤道太平洋表层海水温度变化对冰盖的形成有一定响应。同时, 西太平洋表层海水温度一直高于东太平洋, 只是东太平洋降低幅度更大, 东西太平洋的表层海水温度差异在北极冰盖形成以来略有增大, 东西太平洋表层海水温度、表层生产力及营养物水平在时间上变化相似, 基本呈同步运动。此外, 西太平洋暖池温跃层基本未受北极冰盖形成影响, 东太平洋温跃层深度则明显变深, 可见冰盖驱动在影响高纬度地区冰期— 间冰期旋回的同时, 对暖池作用甚微, 同时北极冰盖的形成使得赤道太平洋“ 东浅西深” 的温跃层不对称格局有所减弱。北极冰盖形成对西太平洋边缘海的南海南部影响较弱, 对北部影响略大。

6 结论

1)北极冰盖形成以来, ODP807A孔的G.ruber和P.obliquiloculata 的δ 18O值均呈增大趋势; 北极冰盖形成中, G.ruber 的δ 18O 值基本不变, P.obliquiloculata 的δ 18O 值略增大, 反映出西太平洋暖池次表层海水受北极冰盖形影响更甚; 而温跃层无明显变化, 受北极冰盖形成影响微弱。

2)通过对西太平洋暖池ODP807A孔与东太平洋851站G.ruber的 δ 18O 和δ 13C记录进行对比, 二者的氧同位素变化趋势基本一致, 均呈增大趋势, 东西太平洋在北极冰盖形成以来表层生产力和营养物水平几乎没有任何变化。

3)根据Wara等(2005)与Herbert和Laura(2010)的数据对比结果, 发现北极冰盖形成以来东西太平洋表层海水温度均有所下降, 冰盖形成对赤道西太平洋表层海水温度变化造成一定影响。北极冰盖形成以来, 东西太平洋表层海水温度梯度有所增大, 逐步形成现代的气候状态。

4)对比东西太平洋的δ 18O差值记录, 表明在北极冰盖形成以来, 东太平洋温跃层明显变浅, 西太平洋温跃层深度比较平稳; 受北极冰盖形成扩张影响, 东西太平洋温跃层差异增大, 并最终形成现代东西赤道太平洋温跃层不对称分布的格局。

5)将ODP807A孔G.ruber的 δ 18O 和δ 13C值与南海南部1143站和南海北部1148站分别对比, 发现北极冰盖的形成对南海北部表层生产力水平和营养物水平影响显著, 而南部影响微弱。

致谢 ODP807A孔氧同位素数据在同济大学海洋地质国家重点实验室进行分析, 在论文撰写过程中, 得到了翦知湣教授的大力支持, 并对文章提出了一些有益的建议并给予了帮助, 在此表示衷心的感谢!

(责任编辑 张西娟)

作者声明没有竞争性利益冲突.

参考文献
[1] 郭建卿, 成鑫荣, 陈荣华. 2010. 西太平洋暖池区上新世以来浮游有孔虫氧同位素特征及古海洋学变化[J]. 海洋地质与第四纪地质, 30(3): 88-94. [文内引用:1]
[2] 金海燕, 翦知湣, 成鑫荣. 2006. 赤道西太平洋暖池中更新世过渡期的古海洋变化[J]. 海洋地质与第四纪地质, 26(2): 71-78. [文内引用:1]
[3] 李前裕, 李保华, 钟广法. 2006. 晚中新世西太平洋暖池的浮游有孔虫和氧同位素证据[J]. 地球科学——中国地质大学学报, 31(36): 754-761. [文内引用:1]
[4] 刘传联, 成鑫荣, 王汝建. 2005. 西太平洋暖池区第四纪钙质超微化石氧碳同位素特征及意义[J]. 地球科学——中国地质大学学报, 30(5): 560-564. [文内引用:1]
[5] 马文涛. 2009. 晚上新世赤道太平洋气候转型和北极冰盖扩张的轨道驱动[J]. 科学通报, 54(22): 3538-3544. [文内引用:1]
[6] 田军, 汪品先, 成鑫荣, 等. 2005. 南海ODP1143站上新世至更新世天文年代标尺的建立[J]. 地球科学——中国地质大学学报, 30(1): 31-39. [文内引用:1]
[7] 张江勇, 金海燕. 2008. 赤道西太平洋晚第四纪生产力变化: ODP807A孔的变化[J]. 地球科学——中国地质大学学报, 32(3): 304-311. [文内引用:1]
[8] Beaufort L, De Garidel-Thoron T, Linsley B K, et al. 2003. Biomass burning and oceanic primary production estimates in the Sulu Sea area over the last 380 kyr and the East Asian monsoon dynamics[J]. Marine Geology, 201: 53-65. [文内引用:1]
[9] Cane M A. 1998. A role for the tropical Pacific[J]. Science, 282: 59-61. [文内引用:1]
[10] Cane M, Evans M. 2000. Do the tropics rule[J]. Science, 290: 1107-1108. [文内引用:1]
[11] Danovaro R, Dell’Anno A, Corinaldesi C, et al. 2008. Major viral impact on the functioning of benthic deep-sea ecosystems[J]. Nature, 454: 1084-1087. [文内引用:1]
[12] Fedorov A V, Dekens P S, McCarthy M, et al. 2006. The Pliocene paradox(Mechanisms for a permanent El Niño)[J]. Science, 312: 1485-1489. [文内引用:1]
[13] Ferreri V, Weissert H, D’Argenio B, et al. 1997. Carbon isotope stratigraphy: A tool for basin to carbonate platform correlation[J]. Terra Nova, 9: 57-61. [文内引用:1]
[14] Herbert T D, Laura C P. 2010. Tropical ocean temperatures over the past 3. 5 million years[J]. Science, 328: 1530-1534. [文内引用:1]
[15] Lawrence K T, Liu Z H, Herbert T D. 2006. Evolution of the eastern tropical Pacific through Plio-Pleistocene glaciation[J]. Science, 312: 79-83. [文内引用:2]
[16] Molnar P, Cane M A. 2002. El Niño’s tropical climate and teleconnections as a blueprint for pre-Ice Age climates[J]. Paleoceanography, 17, doi: DOI:10.1029/2001PA000663. [文内引用:2]
[17] Philand er S G, Fedorov A V. 2003. Role of tropics in changing the response to Milankovich forcing some three million years ago[J]. Paleoceanography, 18, doi: DOI:10.1029/2002PA000837. [文内引用:2]
[18] Prentice M L, Friez J K, Simonds G G, et al. 1993. Neogene trends in planktonic foraminifer δ18 O from site 807A core: Implications for global ice volume and western equatorial Pacific sea surface temperat ures[J]. ODP Scientific Results, 130: 281-283, 295-298. [文内引用:1]
[19] Ravelo A C, Fairbanks R G. 1992. Oxygen isotopic composition of multiple species of planktonic foraminifera: Recorders of the modern photic zone temperature gradient[J]. Paleoeanography, 6: 815-831. [文内引用:4]
[20] Ravelo A C, Shackleton N J. 1995. Evidence for surface-water circulation changes at site 851 in the eastern tropical Pacific Ocean[J]. Proc. ODP Sci. Results. 138: 503-514. [文内引用:2]
[21] Ravelo A C, Andreasen D H, Lyle M, et al. 2004. Regional climate shifts caused by gradual global cooling in the Pliocene epoch[J]. Nature, 429: 263-267. [文内引用:1]
[22] Ravelo A C, Fairbanks R G, Philand er G. 1990. Reconstructing tropical Atlantic hydrography using planktonic foraminifera and ocean model[J]. Paleoeanography, 5: 409-431. [文内引用:3]
[23] Raymo M E, Oppo D W, Curry W. 2005. The mid-Pleistocene climate transition: A deep sea carbon isotopic perspective[J]. Plaeoceanography, 12: 546-559. [文内引用:1]
[24] Robinson M M, Dowsett H J, Dwyer G S, et al. 2008. Reevaluation of Mid-Pliocene North Atlantic sea surface temperatures[J]. Paleoceanography, 23, doi: DOI:10.1029/2008PA001608. [文内引用:2]
[25] Ruddiman W F. 2006. What is the timing of orbital-scale monsoon changes?[J]. Quaternary Science Reviews, 25(8): 657-658. [文内引用:1]
[26] Scroxton N, Bonham S G, et al. 2010. Stable isotope ratios on foraminifera from site 846[J]. Proc. ODP Sci. Results, 138: 104-111. [文内引用:1]
[27] Shackleton N J, Hall M A. 1995. Application to Leg 138 sites[J]. Proc. ODP Sci. Results, 138: 73-101. [文内引用:2]
[28] Shackleton N J, Berger A, Peltier W R. 1990. An alternative astronomical calibration of the lower Pleistocene timescale based on ODP Site 677[J]. Proc. ODP Sci. Results, 131: 251-261. [文内引用:3]
[29] Shackleton N J, Imbrie J, Hall M A. 1983. Oxygen and carbon isotope record of East Pacific core V19-30: Implications for the formation of deep water in the late Pleistocene North Atlantic[J]. Earth Planet Sci. Lett. , 65: 233-244. [文内引用:1]
[30] Shevenell A E, Kennett J P, Lea D W. 2004. Middle Miocene southern ocean cooling and Antarctic cryosphere expansion[J]. Science, 305: 1766-1770. [文内引用:1]
[31] Sun X J, Luo Y L, Huang F, et al. 2003. Deep sea pollen from the South China Sea: Pleistocene indicators of East Asian monsoon[J]. Marine Geology, 201: 97-118. [文内引用:1]
[32] Wang P, Tian J, Cheng X. 2001. Transition of Quaternary glacial cyclicity in deep-sea records at Nansha, South China Sea[J]. Science in China(Series D), 44: 926-933. [文内引用:1]
[33] Wara M W, Ravelo A C, Delaney M L. 2005. Permanent El Nin̄o-like conditions during the Pliocene warm period[J]. Science, 309: 758-761. [文内引用:3]
[34] Weissert H, Lini A, Follmi K B, et al. 1998. Correlation of Early Cretaceous carbon isotope stratigraphy and platform drowning events: A possible link?[J]. Palaeoceangraphy, 137: 189-203. [文内引用:1]
[35] Xu J, Kuhnt W, Holbourn A, et al. 2006. Changes in the vertical profile of the Indonesian throughflow during termination Ⅱ: Evidence from the Timor Sea[J]. Paleoceanography, 21, doi: DOI:10.1029/2006PA001278. [文内引用:1]
[36] Yan X H, Zheng Q A, et al. 1992. Temperature and size variabilities of the western Pacific warm pool[J]. Science, 258: 1643-645. [文内引用:1]
[37] Zachos J S, Pagani M, Sloan L, et al. 2001. Trends, rhythms, and aberrations in global climate 65Ma to present[J]. Science, 292: 686-693. [文内引用:1]