極地雪冰中過量17 O研究進(jìn)展

何靜 龐洪喜 侯書貴

(南京大學(xué)地理與海洋科學(xué)學(xué)院,江蘇南京210023)

0 引言

相關(guān)研究表明,水體中過量17O主要受水汽源區(qū)相對(duì)濕度控制[7],而對(duì)水汽源區(qū)SST以及水汽凝結(jié)過程中溫度變化不敏感[6]。可見,與過量氘相比過量17O具有其獨(dú)特的優(yōu)勢(shì)。而且,極地冰芯過量氘和過量17O記錄的結(jié)合有望把水汽源區(qū)SST和相對(duì)濕度的信息區(qū)分開來,從而為利用冰芯穩(wěn)定同位素記錄恢復(fù)和重建水汽源區(qū)氣候環(huán)境演變歷史提供了一種更為切實(shí)可行的途徑。因此,過量17O是目前水體穩(wěn)定同位素研究的前沿和熱點(diǎn)領(lǐng)域。

通常由物理、化學(xué)及生物作用引起的熱力學(xué)和動(dòng)力學(xué)同位素分餾都與原子質(zhì)量有關(guān),稱為質(zhì)量同位素分餾[8]。然而,自然界中還存在非質(zhì)量同位素分餾(即同位素分餾與原子質(zhì)量無關(guān))。對(duì)于氧的質(zhì)量同位素分餾而言,δ17O-δ18O的關(guān)系斜率介于0.500—0.529之間[9],對(duì)于氧的非質(zhì)量同位素分餾而言,δ17O-δ18O的關(guān)系斜率一般＞1[10]。過量17O的研究最初就是起源于氧的非質(zhì)量同位素分餾效應(yīng)的發(fā)現(xiàn)[11-12],之后過量17O的研究主要集中在巖礦固體物質(zhì)、地外物質(zhì)以及行星大氣中[9,13]。雖然水循環(huán)過程中的同位素分餾屬于質(zhì)量同位素分餾,但是水體相變過程中的同位素動(dòng)力分餾過程也可以使水體中產(chǎn)生過量17O[7]。由于在水體中豐度較小,所以天然水體中過量17O的變化幅度很小。因此,要想利用水體中過量17O進(jìn)行水循環(huán)示蹤研究,必須對(duì)水體中的 δ17O和δ18O進(jìn)行高精度測(cè)試。2005年,Barkan和Luz[14]完善了三氟化鈷(CoF3)法進(jìn)行三氧同位素測(cè)試技術(shù),使高精度測(cè)量δ17O成為現(xiàn)實(shí),至此水循環(huán)中過量17O的研究才逐漸發(fā)展起來。

極地冰芯是氣候環(huán)境變化研究的重要信息源,對(duì)全球變化研究貢獻(xiàn)突出[15]。鑒于極地冰芯過量氘記錄在恢復(fù)和重建水汽源區(qū)溫濕變化方面的局限性、以及過量17O在恢復(fù)水汽源區(qū)相對(duì)濕度方面的潛力,因此目前國(guó)際上關(guān)于水循環(huán)中過量17O的相關(guān)研究主要集中在極地地區(qū)。不過,由于氟化方法測(cè)試過量17O前處理流程復(fù)雜、測(cè)試費(fèi)時(shí)、且測(cè)試費(fèi)用昂貴等原因,極地雪冰過量17O的研究依然不多,近年來關(guān)于極地雪冰過量17O的報(bào)道僅限于極地表層雪(如:東南極特拉諾瓦灣-Dome C一條斷面表層雪[16]、中山站-Dome A一條斷面表層雪[17]和北極格陵蘭NEEM深冰芯鉆探點(diǎn)附近的表層雪[18])和幾支南極冰芯(如:Vostok[19]、EPICA Dome C[20]、Talos Dome[20]、EDML[21]、Taylor Dome[22]、Siple Dome[22]和西南極WAIS冰芯[22])(圖1)。本文系統(tǒng)概述了極地雪冰中過量17O研究的基本原理、實(shí)驗(yàn)方法、最新研究進(jìn)展以及未來雪冰過量17O研究所關(guān)注的科學(xué)問題,有助于國(guó)內(nèi)相關(guān)研究人員對(duì)極地雪冰過量17O研究的全面了解。

圖1 南極冰蓋和格陵蘭冰蓋雪冰中過量17 O研究站點(diǎn)的分布.實(shí)心紅點(diǎn)為冰芯研究站點(diǎn),藍(lán)色線段代表南極特拉諾瓦灣-Dome C斷面及中山站-Dome A斷面,圖中等值線為等高線,數(shù)字高程DEM數(shù)據(jù)來自國(guó)際雪冰數(shù)據(jù)中心(NSIDC)[23]Fig.1.Maps showing the research sites of 17 O-excess in snow/ice cores over Antarctica and Greenland ice caps.The filled red circles represent ice core sites.The blue lines indicate the traverses from Terra Nova Bay to Dome C and Zhongshan Station to Dome A.Contours indicate elevation,DEM data are from National snow and ice data center(NSIDC)[23]

1 過量17O研究的基本原理

1.1 過量17O定義

同位素測(cè)量一般是測(cè)同位素的比率(重同位素與輕同位素之比),為了使不同水體同位素比率之間能相互比較,國(guó)際上選取標(biāo)準(zhǔn)平均大洋水的同位素比率作為統(tǒng)一國(guó)際參考標(biāo)準(zhǔn),即VSMOW。水同位素值一般用δ表示,計(jì)算公式如下[4]:

其中,Rsample為樣品重同位素與輕同位素比率,RVSMOW為國(guó)際標(biāo)準(zhǔn)VSMOW重同位素與氫同位素比率,δ*代表 δ18O、δD或 δ17O,由于其值較小,一般乘以1 000,單位為‰。

同位素分餾包括熱力學(xué)平衡分餾(如水汽的凝結(jié)降水過程)和動(dòng)力學(xué)非平衡分餾(如水體蒸發(fā)過程)。根據(jù)全球降水穩(wěn)定同位素觀測(cè)網(wǎng)(GNIP)站點(diǎn)降水穩(wěn)定同位素觀測(cè)數(shù)據(jù),發(fā)現(xiàn)全球降水中δD-δ18O線性關(guān)系的斜率接近8(圖2a),認(rèn)為δD-δ18O平衡分餾的斜率近似為8[24]。但是,水體在蒸發(fā)過程中穩(wěn)定同位素發(fā)生動(dòng)力分餾,由于氫(HDO)比氧擴(kuò)散速度更快,結(jié)果使得降水中氫和氧穩(wěn)定同位素比率呈線性變化之外,其線性關(guān)系還出現(xiàn)一差值,Dansgaard把這一關(guān)系的差值定義為過量氘:d-excess=δD-8δ18O[4]。但是,實(shí)驗(yàn)結(jié)果表明,在平衡分餾過程中δD-δ18O關(guān)系的斜率隨溫度的升高而降低(圖2b)[25]。因此,如引言中所述過量氘還受水汽凝結(jié)時(shí)的溫度控制。

圖2 全球降水中δD-δ18 O的關(guān)系(a)以及平衡分餾條件下δD-δ18 O關(guān)系斜率與溫度的關(guān)系(b)[6]Fig.2.Repartition ofδD and δ18 O ofmeteoric water(a),and evolution of lnDαeq/ln18αeq(above 0 ℃)with tepperature(b)[6]

Meijer和Li[26]發(fā)現(xiàn)大氣降水中δ17O和δ18O之間沒有表現(xiàn)出明顯的線性關(guān)系,而在ln(δ17O+1)與ln(δ18O+1)之間表現(xiàn)為線性關(guān)系,因此在研究大氣降水中δ17O和δ18O之間的關(guān)系時(shí)采用對(duì)數(shù)表達(dá)。Luz和Barkan[27]通過高精度測(cè)試全球不同水體中δ17O和δ18O,發(fā)現(xiàn)δ17O和δ18O的對(duì)數(shù)關(guān)系線性斜率為0.528(圖3a),認(rèn)為平衡分餾時(shí)ln(δ17O+1)與ln(δ18O+1)之間的斜率近似為0.528,并得出了δ17O和δ18O的全球大氣水線方程(GMWL)為:ln(δ17O+1)=0.528 ln(δ18O+1)+0.000 033(R2=0.999 99)[27]。類似過量氘的定義,把由動(dòng)力分餾引起的和δ17O與δ18O對(duì)數(shù)大氣水線方程關(guān)系的差值定義為過量17O(17O-excess),其定義為:17O-excess=106×(ln(δ17O/1 000+1)-0.528ln(δ18O/1 000+1))[6]。因?yàn)檫^量17O的值很小,所以乘以106,單位為per meg。實(shí)驗(yàn)結(jié)果證明,ln(δ17O+1)與ln(δ18O+1)關(guān)系的斜率對(duì)溫度不敏感(圖3b)。

圖3 δ17 O-δ18 O對(duì)數(shù)關(guān)系全球水線方程(a)[27]以及δ17 O-δ18 O對(duì)數(shù)關(guān)系斜率(ln17αeq/ln18αeq)隨溫度的變化(b)[6]Fig.3.Repartition ofδ17 O and δ18 O ofmeteoric water(a)[27],and evolution of ln17αeq/ln18αeq(above 0 ℃)with temperature(b)[6]

1.2 過量17 O的影響因素

1.2.1 水汽源區(qū)相對(duì)濕度

海洋蒸發(fā)的水汽進(jìn)入到海面上空的自由大氣一般經(jīng)歷兩個(gè)過程:即平衡水汽過程和平衡水汽擴(kuò)散過程。首先,貼近海洋表面的水汽粘滯邊界層內(nèi)空氣處于飽和狀態(tài)(相對(duì)濕度為100%),因此該層內(nèi)水汽與海水處于同位素平衡分餾狀態(tài),由于平衡分餾實(shí)驗(yàn)獲得的ln(δ17O+1)與ln(δ18O+1)關(guān)系斜率(0.529)比實(shí)測(cè)的全球大氣水線方程斜率GMWL(0.528)稍大,導(dǎo)致水汽粘滯邊界層內(nèi)平衡水汽中過量17O的值略微負(fù)值(圖4)[27]。其次,通過分子擴(kuò)散作用,水汽粘滯邊界層內(nèi)平衡水汽向其上方的未飽和自由大氣層擴(kuò)散,由于不同質(zhì)量的水分子擴(kuò)散速率不同,導(dǎo)致水汽擴(kuò)散過程中發(fā)生同位素動(dòng)力分餾[28-29]。實(shí)驗(yàn)表明,水汽在擴(kuò)散過程中l(wèi)n(δ17O+1)與ln(δ18O+1)的關(guān)系斜率為0.518(ln17adiff/ln18adiff=0.518),其值低于0.528,導(dǎo)致大氣水汽中過量17O的增加,過量17O增加的程度取決于水汽粘滯邊界層和自由大氣層之間的濕度梯度,即海表面的相對(duì)濕度,相對(duì)濕度越小,過量17O的值增加越大(圖4)[27]。

圖4 海洋蒸發(fā)過程中大氣水汽過量17O來源示意圖[27]Fig.4.Schematic presentation of evaporation from the ocean showing the origin of 17 O-excess in marine vapor[27]

Merlivat和Jouzel[30]假設(shè)海表面自由大氣水汽的唯一來源是海表面的蒸發(fā)(閉合假設(shè)條件),即海洋表面自由大氣水汽同位素比率等于水汽粘滯邊界層向自由大氣層擴(kuò)散水汽的同位素比率。Barkan和Luz[31]在閉合假設(shè)條件下,根據(jù)蒸發(fā)過程中同位素動(dòng)力分餾理論,得出了海洋蒸發(fā)水汽中過量17O的理論計(jì)算公式,如下:

其中,18αeq為平衡分餾系數(shù);18αdiff為擴(kuò)散分餾系數(shù),其值等于自由大氣中擴(kuò)散率之比,即18,在一定的氣候條件下,可以近似認(rèn)為不變;hn為標(biāo)準(zhǔn)化相對(duì)濕度,hn等于自由大氣水汽濃度與一定溫度和鹽度下飽和水汽濃度之比[32]。盡管18αeq受 SST控制,但過量17O對(duì) SST不敏感[31]。因此,過量17O主要受水汽源區(qū)相對(duì)濕度控制。Uemura等[33]利用低溫冷阱的方法在考察船的甲板上收集了南大洋近海面海洋水汽樣品,并利用氟化-質(zhì)譜測(cè)試的方法對(duì)其進(jìn)行了過量17O測(cè)試,研究發(fā)現(xiàn)海洋水汽過量17O與標(biāo)準(zhǔn)化的相對(duì)濕度成顯著的反相關(guān)關(guān)系(圖5),這個(gè)結(jié)果證實(shí)了海表面相對(duì)濕度是影響過量17O的主要因素。

圖5 南大洋近海面水汽中過量17O與相對(duì)濕度的線性關(guān)系[33]Fig.5.The 17 O-excess of atmospheric vapor in the Southern O-cean versus normalized humidity(h n)[33]

1.2.2 低溫條件下水汽過飽和度

南極內(nèi)陸地區(qū)雪冰中過量17O除受水汽源區(qū)相對(duì)濕度影響外,還受低溫條件下水汽過飽和度的影響。在低溫條件下(＜-20℃),水汽冷凝成冰晶的過程中,水汽相對(duì)于冰晶而言處于過飽和度狀態(tài),在過飽和狀態(tài)下水汽冷凝成冰晶的過程同位素發(fā)生動(dòng)力分餾,由于重同位素優(yōu)先冷凝(即凝結(jié)速率快),導(dǎo)致過飽和狀態(tài)下形成冰晶中的過量17O偏低,動(dòng)力分餾強(qiáng)度取決于水汽的過飽和度(S),S越高,冰晶中過量17O越低(這種效應(yīng)稱為過飽和度效應(yīng))。過飽和度參數(shù)S與水汽冷凝溫度Tc密切相關(guān),一般假設(shè)S與Tc線性相關(guān),即S=1-a×Tc,a取常數(shù),其值＞0。過飽和條件下水汽冷凝成冰晶過程中同位素的分餾主要由水汽-冰晶平衡分餾系數(shù)αsv和由于水汽通過空氣擴(kuò)散形成冰晶過程中動(dòng)力分餾系數(shù)αkin控制。根據(jù)同位素瑞利分餾理論,低溫過飽和條件下冷凝冰晶中或的比率(Rs)與水汽中或的比率(Rv)可由下式表示[27]:

其中αkin由下式計(jì)算:

其中 αdiff為擴(kuò)散分餾系數(shù)。

2 實(shí)驗(yàn)方法

對(duì)天然水體的氧同位素分析,常用的標(biāo)準(zhǔn)方法是CO2-H2O平衡法[34],該方法可以達(dá)到δ18O的分析精度要求,但達(dá)不到δ17O的分析精度,這是因?yàn)?3C16O2分子量和12C17O16O的分子量都是45,無法判斷45的分子量是由13C還是17O造成的。之后,Meijer和Li[26]用電解法得到O2,對(duì)電解得到的O2進(jìn)行δ17O和δ18O測(cè)定,但數(shù)據(jù)的測(cè)量精度(0.07‰和0.1‰)達(dá)不到預(yù)期。同時(shí)由于電解法所需的樣品量較大(約0.7 mL水樣),從而限制了此方法的應(yīng)用(不適用微量水體的同位素測(cè)試)。O’Neil和Epstein[35]首次在微量水體的氧同位素測(cè)量上使用BrF5的水氟化法(2BrF5+2H2O→2BrF3+4HF+O2),此法受記憶效應(yīng)的影響較小,但測(cè)量精度仍然較低(±0.1‰)。由于 BrF5是有毒的危險(xiǎn)試劑,Lantz[36]首次提出使用固體試劑CoF3來制造分子氧。盡管Lantz當(dāng)時(shí)測(cè)得δ18O的精度只有±0.7‰,但這個(gè)新方法被后來的研究人員不斷改進(jìn)并得到了廣泛使用。

2005年,Barkan和Luz[14]完善了利用固體試劑三氟化鈷(CoF3)法來制備氧氣(2H2O+4CoF3的方法,通過液氮冷阱去除反應(yīng)負(fù)產(chǎn)品、再通過5?分子篩液氮冷阱捕獲制備的O2,最后再通過液氦冷阱的方法收集純收集的純O2使用線外采用雙路進(jìn)樣模式,利用氣體穩(wěn)定同位素質(zhì)譜儀進(jìn)行δ17O和δ18O的測(cè)定,δ17O和δ18O的測(cè)試精度可達(dá)0.01‰—0.03‰。至此,水循環(huán)中過量17O的研究才逐漸開展起來并越來越受到重視。

3 極地雪冰中過量17O研究進(jìn)展

3.1 過量17O的空間分布特征

Landais等[16]對(duì)東南極特拉諾瓦灣-Dome C斷面(以下簡(jiǎn)稱Dome C斷面)表層雪過量17O進(jìn)行了測(cè)試分析,發(fā)現(xiàn)從沿海到內(nèi)陸過量17O沒有表現(xiàn)出隨溫度、δ18O、距離海岸的距離或海拔變化的趨勢(shì),平均值為45 permeg。Dome C斷面表層雪過量17O沒有表現(xiàn)出任何空間變化趨勢(shì),Landais等[16]認(rèn)為水汽輸送過程中水汽中過量17O的值保持不變是Dome C斷面表層雪過量17O的值保持不變的原因。Pang等[17]對(duì)中山站-Dome A斷面表層雪樣品進(jìn)行了過量17O測(cè)試,測(cè)試結(jié)果顯示,該斷面上過量17O的均值為35 per meg,變化幅度9—51 per meg,同時(shí),過量17O表現(xiàn)出隨緯度、海拔的升高而降低,隨年平均溫度和δ18O的降低而降低的趨勢(shì)(圖6),即中山站-Dome A斷面表層雪過量17O從南極大陸邊緣到南極內(nèi)陸呈現(xiàn)出明顯的下降趨勢(shì),Pang等[17]認(rèn)為這種下降趨勢(shì)是由低溫過飽和條件下的同位素動(dòng)力分餾造成的。Dome C斷面表層雪過量17O沒有表現(xiàn)出從南極大陸邊緣到南極內(nèi)陸顯著的下降趨勢(shì)可能是如下原因造成的:Dome C斷面在南北方向上跨度不到2個(gè)緯度(74.0°S—75.9°S),但東西方向上跨度達(dá)36個(gè)經(jīng)度(124.9°E—160.9°E),東西方向上的較大跨度可能使南極近岸特拉諾瓦灣與南極內(nèi)陸Dome C水汽源區(qū)不同,如果Dome C水汽源區(qū)水汽中初始過量17O的值比南極近岸特拉諾瓦灣水汽源區(qū)水汽中初始過量17O的值高,水汽在向Dome C輸送過程中由于溫度降低水汽過飽和度效應(yīng)可使Dome C表層雪中過量17O的值降低,從而有可能導(dǎo)致特拉諾瓦灣-Dome C斷面表層雪過量17O沒有表現(xiàn)出任何空間變化趨勢(shì)。

圖6 中山站-Dome A斷面表層雪過量17 O隨緯度(a)、海拔(b)、年平均溫度(c)和δ18O(d)的變化[17]Fig.6.Variations of 17 O-excess in surface snow from Zhongshan Station to Dome A with latitude.(a)altitude;(b)annualmean temperature;(c)andδ18 O(d)[17]

為了弄清楚南極雪冰過量17O空間分布特征,我們收集了南極為數(shù)不多幾支冰芯早全新世(或晚全新世或現(xiàn)代表層雪)過量17O的資料(因?yàn)槟壳澳蠘O雪冰過量17O資料有限,分析過量17O空間分布變化特征時(shí),我們近似認(rèn)為早、晚全新世氣候平均態(tài)與現(xiàn)代氣候平均態(tài)類似),收集整理結(jié)果見表1。從表1可以看出,從沿海到內(nèi)陸,過量17O的空間分布并未呈現(xiàn)明顯的變化趨勢(shì),在溫度較低的南極內(nèi)陸地區(qū)雪冰中過量17O的值有較高值(如Vostok[19])也有較低值(如Dome F[21])。南極雪冰中過量17O出現(xiàn)較大的空間異質(zhì)性,可能是因?yàn)椴煌攸c(diǎn)水汽源區(qū)不同以及不同地點(diǎn)水汽過飽和度差異造成的。

表1 南極全新世(早全新世或晚全新世或現(xiàn)代降雪)以及末次冰盛期雪冰中過量17 O的平均值Table 1.Mean values of17O-excess in snow/ice cores over Antarctica during the Holocene(Early Holocene or late Holocene ormodern snow)and the Last Glacial Maximum(LGM)

3.2 過量17 O的季節(jié)變化

為了研究格陵蘭冰蓋雪冰中過量17O的季節(jié)變化及其影響因素,Landais等[18]高分辨率測(cè)試了格陵蘭NEEM一支淺粒雪芯上部(2003—2005年)雪冰樣品的過量17O,測(cè)量結(jié)果顯示,過量17O具有顯著的季節(jié)變化,夏季為低值,冬季為高值,季節(jié)變化幅度達(dá)25 ppm(圖7)。分析發(fā)現(xiàn),夏季過量17O的低值與其水汽源區(qū)(北大西洋副熱帶地區(qū):32°N—42°N,25°W—40°W)相對(duì)濕度的高值相對(duì)應(yīng),冬季過量17O的高值與其水汽源區(qū)相對(duì)濕度的低值相對(duì)應(yīng)(圖7),說明格陵蘭雪冰中過量17O的變化主要受水汽源區(qū)相對(duì)濕度控制,體現(xiàn)了格陵蘭冰芯中過量17O作為水汽源區(qū)相對(duì)濕度代用指標(biāo)的潛力[18]。

圖7 NEEM淺雪芯上部粒雪(2003—2005年)中過量17 O季節(jié)變化與其水汽源區(qū)(北大西洋副熱帶地區(qū):32—42°N,25—40°W)相對(duì)濕度變化的關(guān)系.圖中的誤差棒表示過量17 O的分析誤差[18]Fig.7.The relationship between the relative humidity over the subtropical Atlantic Ocean(32°N—42°N,25°W —40°W)and 17O-excess in the upper firn of a shallow core at NEEM.The error barsmean 17O-excess analytical error[18]

此外,俄羅斯第44次南極考察隊(duì)采集了1999年12月—2000年12月南極Vostok站的每次降雪樣品,為了研究南極內(nèi)陸地區(qū)降雪中過量17O的季節(jié)變化及其影響機(jī)制,Landais等[37]選取了Vostok站收集的降雪樣品中的16次降雪樣品(分布在不同的月份)進(jìn)行過量17O測(cè)試。研究發(fā)現(xiàn),Vostok站降雪中過量17O具有顯著的季節(jié)變化,夏季過量17O的值最大(＞20 permeg),冬季過量17O的值最小(＜20 permeg),季節(jié)變化幅度達(dá)40 permeg。而且在季節(jié)尺度上,Vostok站降雪中過量17O和δ18O存在顯著的正相關(guān)關(guān)系。Landais等[37]認(rèn)為,Vostok站降雪中過量17O夏季為高值冬季為低值、以及過量17O與δ18O存在顯著的正相關(guān)關(guān)系,主要是低溫過飽和條件下冰晶形成過程中同位素動(dòng)力分餾作用的結(jié)果。

3.3 末次冰盛期-全新世過量17 O的演化

為了研究冰期-間冰期南極雪冰中過量17O的演化,一些研究者對(duì)南極 Vostok冰芯[19]、EDC冰芯[20]、Talos Dome冰芯[20]、WAIS 冰芯[22]、Siple Dome[22]冰芯以及Taylor Dome冰芯[22]末次冰盛期(LGM)以來過量17O進(jìn)行了測(cè)試分析(圖1,表1)。發(fā)現(xiàn)南極內(nèi)陸地區(qū)從LGM至全新世早期各支冰芯中過量17O升高顯著(圖8,表1),如Vostok冰芯升高了20 permeg[19],EDC冰芯升高了12 permeg[20],WAIS冰芯升高了17 per meg[22];但是南極大陸邊緣地區(qū)從LGM到全新世早期各支冰芯過量17O卻沒有顯著的上升趨勢(shì)(圖8,表1),如Taols Dome冰芯從LGM至全新世早期,冰芯中過量17O穩(wěn)定在5 permeg沒有顯著變化[20],Siple Dome冰芯末次冰盛期到全新世過量17O的值僅有3 permeg的變化[22]。

圖8 南極Vostok、Dome C、Talos Dome、WAIS、Siple Dome、Taylor Dome冰芯末次冰盛期-全新世過量17 O的演化[19-20,22]Fig.8.Evolution of17 O-excess records in ice cores from Vostok,Dome C,Talos Dome,WAIS,Siple Dome,Taylor Dome in Antarctica from the Last Glacial Maximum(LGM)to the Holocene[19-20,22]

早期的研究認(rèn)為[16],過量17O在冰期為低值,在間冰期為高值,主要受冰期-間冰期水汽源區(qū)相對(duì)濕度的變化控制,即水汽源區(qū)相對(duì)濕度在冰期為高值,在間冰期為低值,這是導(dǎo)致南極冰芯記錄中過量17O冰期-間冰期演化的主要原因。但是,南極大陸邊緣地區(qū)冰芯中過量17O記錄卻沒有表現(xiàn)出冰期為低值、間冰期為高值的特征。因此認(rèn)為南極內(nèi)陸地區(qū)冰芯過量17O冰期-間冰期演化可能不是反應(yīng)冰期-間冰期水汽源區(qū)相對(duì)濕度的變化,而是反應(yīng)冰期-間冰期局地水汽過飽和度的差異:即冰期時(shí)的低溫導(dǎo)致水汽過飽和度增強(qiáng),從而使冰期過量17O的值降低,間冰期氣溫高導(dǎo)致水汽過飽和度降低,從而使冰芯過量17O為高值[20-21]。

4 問題與展望

過量17O主要受水汽源區(qū)相對(duì)濕度控制而對(duì)SST變化不敏感,這使得利用冰芯過量17O記錄獨(dú)立恢復(fù)水汽源區(qū)相對(duì)濕度成為了可能,而過量氘主要受水汽源區(qū)相對(duì)濕度和SST共同影響,因此冰芯過量氘和過量17O記錄的結(jié)合,有望更加準(zhǔn)確可靠地恢復(fù)水汽源區(qū)相對(duì)濕度和SST變化信息。此外,在溫度較低的極地冰蓋內(nèi)陸地區(qū)過量氘和過量17O均受水汽過飽和度影響顯著,因此過量17O和過量氘的結(jié)合有助于加深我們對(duì)低溫水汽過飽和條件下穩(wěn)定同位素動(dòng)力分餾過程的理解,這對(duì)極地內(nèi)陸地區(qū)冰芯穩(wěn)定同位素記錄的解釋至關(guān)重要。但是,由于受實(shí)驗(yàn)條件所限,目前極地雪冰中過量17O研究還不是很多,這大大限制了我們對(duì)水循環(huán)過程中過量17O變化的理解。在對(duì)極地雪冰中過量17O研究全面綜述的基礎(chǔ)上,結(jié)合目前極地雪冰中過量17O研究中的熱點(diǎn)問題及發(fā)展趨勢(shì),對(duì)未來極地雪冰過量17O的研究工作提出如下展望:

首先,雪冰中過量17O研究的目的是為了利用極地冰芯過量17O記錄恢復(fù)水汽源區(qū)相對(duì)濕度信息,但是除了水汽源區(qū)相對(duì)濕度外,極地地區(qū)(特別是南極內(nèi)陸地區(qū))局地溫度對(duì)雪冰中過量17O也有顯著的影響(過飽和度效應(yīng))。因此,在通過極地冰芯過量17O記錄進(jìn)行水汽源區(qū)相對(duì)濕度定量恢復(fù)和重建時(shí),必須量化局地溫度對(duì)過量17O的影響。目前,由于極地雪冰中過量17O研究還比較少,還無法建立雪冰中過量17O與局地氣溫的量化關(guān)系,因此未來開展不同空間尺度(如冰蓋斷面雪冰過量17O觀測(cè))以及不同時(shí)間尺度(季節(jié)、年際等)雪冰中過量17O與溫度的量化關(guān)系研究是必要的。

其次,一般認(rèn)為水循環(huán)過程中的過量17O變化主要受水汽源區(qū)蒸發(fā)過程或極地地區(qū)低溫水汽過飽和條件下冰晶形成過程中的穩(wěn)定同位素動(dòng)力分餾控制,即受同位素質(zhì)量分餾控制。但是,自然界中還存在非質(zhì)量同位素分餾,目前認(rèn)為大氣圈中的氧的非質(zhì)量同位素分餾的產(chǎn)生均直接或間接地與來自平流層O3的氣相光化學(xué)反應(yīng)有關(guān),由于平流層的水汽(部分來自熱帶對(duì)流層,部分來自平流層CH4的氧化)直接和間接參與和O3有關(guān)的光化學(xué)反應(yīng),從而使平流層水汽中過量17O為異常的高值[38]。由于極地冰蓋的巨大的輻射冷卻作用,極地地區(qū)氣流多為下沉氣流(表現(xiàn)為下降風(fēng)),再加上極地內(nèi)陸地區(qū)降水量極低,因此在極地內(nèi)陸地區(qū)平流層水汽可能會(huì)進(jìn)入對(duì)流層,這種由于平流層水汽入侵形成的降水可能會(huì)對(duì)極地內(nèi)陸地區(qū)雪冰中過量17O產(chǎn)生顯著影響[39]。例如,Winkler等[40]研究發(fā)現(xiàn),在年際尺度上,南極Vostok站雪坑中過量17O與δ18O呈顯著的反相關(guān)關(guān)系,并據(jù)此認(rèn)為年際尺度上Vostok站雪冰中過量17O變化受平流層水汽入侵影響顯著。但是,目前關(guān)于平流層水汽入侵對(duì)極地地區(qū)雪冰中過量17O的影響還存在爭(zhēng)議[22]。顯然,關(guān)于平流層水汽入侵對(duì)極地地區(qū)(特別是極地內(nèi)陸地區(qū))雪冰中過量17O的可能潛在影響是未來極地雪冰過量17O研究的一個(gè)重要課題。

最后,過量17O的測(cè)試技術(shù)手段比較復(fù)雜,導(dǎo)致測(cè)試較為費(fèi)時(shí),測(cè)試費(fèi)用高,研究人員開始嘗試使用光譜分析法測(cè)量水體中的過量17O[41]。目前,光譜分析測(cè)試過量17O的方法還在發(fā)展過程中,一旦光譜法代替氟化-質(zhì)譜測(cè)試方法,將解決實(shí)驗(yàn)操作復(fù)雜、測(cè)試費(fèi)時(shí)、測(cè)試費(fèi)用高等實(shí)際問題,將推動(dòng)過量17O的快速發(fā)展。

1 Wang Y J,Cheng H,Edwards R L,et al.A high-resolution absolute-dated late Pleistocene Monsoon record from Hulu Cave,China.Science,2001,294(5550):2345—2348.

2 王寧練,姚檀棟.冰芯對(duì)于過去全球變化研究的貢獻(xiàn).冰川凍土,2003,25(3):275—287.

3 秦大河,康世昌.現(xiàn)代冰川過程與全球環(huán)境氣候演變.地學(xué)前緣,1997,4(1-2):86—94.

4 Dansgaard W.Stable isotopes in precipitation.Tellus,1964,16(4):436—468.

5 侯書貴,王葉堂,龐洪喜.南極冰蓋雪冰氫、氧穩(wěn)定同位素氣候?qū)W:現(xiàn)狀與展望.科學(xué)通報(bào),2013,58(1):27-40.

6 Landais A,Barkan E,Vimeux F,etal.Combined analysis ofwater stable isotopesin ice cores//Hondoh T.Physics of Ice Core RecordsⅡ.Sapporo:Hokkaido University Press,2009:315—327.

7 Angert A,Cappa CD,Depaolo D.Kinetic17O effects in the hydrologic cycle:Indirectevidence and implications.Geochimica et Cosmochimica Acta,2004,68(17):3487—3495.

8 熊志芳,胡超涌,黃俊華,等.氧的非質(zhì)量同位素分餾及其地學(xué)應(yīng)用.地質(zhì)科技情報(bào),2007,26(2):51—58.

9 Thiemens M H.Mass-independent isotope effects in planetary atmospheres and the early solar system.Science,1999,283(5400):341—345.

10 L?mmerzahl P,R?ckmann T,Brenninkmeijer CAM,et al.Oxygen isotope composition of stratospheric carbon dioxide.Geophysical Research Let-ters,2002,29(12):1582,doi:10.1029/2001GL014343.

11 Clayton R N,Crossman L,Mayeda T K.A component of primitive nuclear compositions in carbonaceous chondrites.Science,1973,182:485—488.

12 Thiemens M H,Heidenreich JE.Themass-independent fractionation of oxygen:A novel isotope effectand its possible cosmochemical implications.Science,1983,219:1073—1075.

13 Clayton R N,Mayeda T K.Oxygen isotope studies of achondrites.Geochimica et Cosmochimica Acta,1996,60(11):1999—2017.

14 Barkan E,Luz B.High precisionmeasurements of17O/16O and18O/16O of O2in H2O.Rapid Commun Mass Spectrom,2005,19:3737—3742.

15 任賈文,效存德,侯書貴,等.極地冰芯研究的新焦點(diǎn):NEEM與Dome A.科學(xué)通報(bào),2009,54(4):399—401.

16 Landais A,Barkan E,Luz B.Record ofδ18O and17Oexcessin ice from Vostok Antarctica during the last150,000 years.Geophysical Research Letters,2008,35(23):L23709.

17 Pang H,Hou S,etal.Spatial distribution of17Oexcessin surface snow along a traverse from Zhongshan station to Dome A,East Antarctica.Earth and Planetary Science Letters,2015,414:126—133.

18 Landais A,Steen-Larsen H C,Guillevic M,et al.Triple isotopic composition of oxygen in surface snow and water vapor at NEEM(Greenland).Geochimica et Cosmochimica Acta,2012,77:304—316.

19 Risi C,Landais A,Bony S,et al.Understanding the17Oexcessglacial interglacial variations in Vostok precipitation.Geophysical Research,2010,115:D10112.doi:10.1029/2008JD011535.

20 Winkler R,Landais A,Sodemann H,etal.Deglaciation records of17Oexcessin East Antarctica:reliable reconstruction of oceanic normalized relative humidity from coastal sites.Climate of the Past,2012,8(1):doi:10.5194/cp-8-1-2012.

21 RisiC,Landais A,Winkler R,etal.Can we determinewhat controls the spatio-temporal distribution of dexcessand17Oexcessin precipitation using the LMDZ general circulation model.Climate of the Past,2013,9(5):2173—2193,doi:10.5194/cp-9-2173-2013.

22 Schoenemann SW,Steig E J,Ding Q,etal.Triplewater-isotopologue record from WAISDivide,Antarctica:Controls on glacial-interglacial changes in17Oexcessof precipitation.Journal of Geophysical Research:Atmospheres,2014,119(14):8741—8763.

23 http://nsidc.org/.

24 Craig H.Isotopic Variations in Meteoric Waters.Science,1961,133(3465):1702—1703.

25 Clark ID,Fritz P.Environmental Isotopes in Hydrogeology.CRC Press,1997.

26 Meijer H A J,LiW J.The use of electrolysis for accurateδ17O and δ18O isotopemeasurements in water.Isotopes in Environmental and Health Studies,1998,34(4):349—369.doi:10.1080/10256019808234072.

27 Luz B,Barkan E.Variations of17O/16O and18O/16O in meteoric waters.Geochimica et Cosmochimica Acta,2010,74(22):6276—6286.

28 Craig H,Gordon L I.Deuterium and oxygen 18 variations in the ocean and themarine atmosphere//Tongiorgi E.Stable Isotopes in Oceanographic Studies and Paleotemperatures.1965:9—130.

29 Craig H,Gordon L I,Horibe Y.Isotope exchange effects in the evaporation ofwater.Geophysical Research,1963,68:5079—5087.

30 Merlivat L,Jouzel J.Global climate interpretation of the deuterium-oxygen 18 relationship for precipitation.Geophysical Research,1979,84:5029—5033.

31 Barkan E,Luz B.Diffusivity fractionationsoin air and their implications for isotopehydrology.Rapid Communication in Mass Spectrometry,2007,21:2999—3005.

32 Gat JR.The stable isotope composition of Dead Sea waters.Earth and Planetary Science Letters,1984,71:361—376.

33 Uemura R,Barkan E,Abe O,etal.Triple isotope composition of oxygen in atmospheric water vapor.Geophysical Research Letters,2010,37(4).doi:10.1029/2009GL041960.

34 劉澤銀,王志東,何鳳茹等.質(zhì)譜分析水中18O的CO2-H2O平衡法.核農(nóng)學(xué)報(bào),1987,3:43—50.

35 O’Neil JR,Epstein S.Amethod for the oxygen isotopeanalysisofmilligram quantitiesofwater and some of itsapplications.Geophysical Research,1966,71:4955—4961.

36 Lantz L L.A mass spectrometric analysis of the oxygen isotopes ofwater via the cobalt(Ⅲ)fluoride-water reaction.MS thesis,Iowa State University,1967.

37 Landais A,Ekaykin A,Barkan E,etal.Seasonal variations of17Oexcessand d-excess in snow precipitation at Vostok station,East Antarctica.Journal of Glaciology,2012,58(210):725—733.

38 Zahn A,Franz P,Bechtel C,Gross JU,R?ckmann T.Modelling the budget ofmiddle atmospheric water vapour isotopes.Atmos Chem Phys,2006,6:2073—2090.

39 Miller M F.Commenton ‘Record ofδ18O and17Oexcessin ice from Vostok Antarctica during the last150 000 years’ by Amaelle Landaisetal.Geophysical Research Letters,2008,35(23):L23709,doi:10.1029/2008GL0345505.

40 Winkler R,Landais A,Risi C,et al.Interannual variation ofwater isotopologues at Vostok indicates a contribution from stratospheric water vapor.Proceedings of the National Academy of Sciences,2013,110(44):17674—17679.

41 Berman E SF,Levin N E,Landais A et al.Measurement ofδ18O, δ17O,and17Oexcessin water by Off-Axis Integrated Cavity Output Spectroscopy and isotope ratiomass spectrometry.Analytical Chemistry,2013,85:10392—10398.