末次冰期內(nèi)威德爾海的冰筏碎屑增多事件與底流增強(qiáng)事件的耦合性

顏彬 謝敬謙 武力 黃博

(1 自然資源部南海調(diào)查中心, 廣東 廣州 510300;2 廣東海洋大學(xué)海洋與氣象學(xué)院海岸帶變化與災(zāi)害預(yù)報(bào)實(shí)驗(yàn)室, 廣東 湛江 524000;3 自然資源部海洋環(huán)境探測技術(shù)與應(yīng)用重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 廣東 廣州 510300;4 山東省海洋科學(xué)研究院, 山東 青島 266000;5 同濟(jì)大學(xué)海洋地質(zhì)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 上海 200092)

0 引言

威德爾海位于南大洋的太平洋扇區(qū), 是僅次于羅斯海的南極第二大海灣, 面積達(dá)2.8×106km2。其南部發(fā)育巨大的冰架, 名為龍尼-菲爾希納冰架, 面積為2.6×105km2, 南極洲約20%的冰蓋物質(zhì)由此處隨冰川匯入南大洋[1]。威德爾海冰架-冰川體系隨氣候的變化控制著南極底層水(AABW)的生消[2]?，F(xiàn)代約40%的AABW 形成于威德爾海冰架體系之下[3]。這些水團(tuán)充滿了南大洋的深處,并向北擴(kuò)散, 最終進(jìn)入大西洋、印度洋和太平洋的深海盆地, 從而對(duì)全球大洋體系的化學(xué)組成和通風(fēng)狀態(tài)產(chǎn)生深刻影響[3]。

在晚第四紀(jì), 威德爾海區(qū)經(jīng)歷了多次的環(huán)境和氣候更替。冰期時(shí), 該海區(qū)擁有相較于間冰期更大的冰架和海冰覆蓋范圍以及與之相對(duì)應(yīng)的低生產(chǎn)力, AABW 形成速率相對(duì)減弱[4-5]。而在間冰期, 冰架和海冰后退, 生產(chǎn)力增加, AABW 形成速率恢復(fù)[4-5]。威德爾海區(qū)沉積序列中的冰筏碎屑(iceberg rafted debris, IRD)記錄到間冰期/冰消期劇烈的冰山崩塌事件, 反映了南極增溫背景下, 威德爾海及其附近區(qū)域冰川/冰架體系的不穩(wěn)定性[6]?，F(xiàn)代衛(wèi)星航拍資料顯示, 威德爾海區(qū)擁有南極地區(qū)最高的冰山密度[7]。冰山是南大洋重要的淡水來源,冰山向海排泄通量的變化必然引起海洋結(jié)構(gòu)的改變, 進(jìn)而對(duì)氣候和環(huán)境產(chǎn)生一系列影響[8-9]。因此,研究地質(zhì)歷史上威德爾海區(qū)的冰架-海洋過程及其相互關(guān)系具有重要意義。

本文使用中國第28 次南極科學(xué)考察期間在威德爾海西北部采集的ANT28/D4-9 巖心作為研究材料。對(duì)其進(jìn)行高分辨率連續(xù)采樣(2 cm·個(gè)-1), 測試樣品的粒度組成、蛋白石(opal)和總有機(jī)碳(TOC)含量以及全巖有機(jī)質(zhì)AMS14C 測年, 結(jié)合前人對(duì)該巖心的古地磁工作[10], 對(duì)該巖心的地層時(shí)代及其所記錄的冰山崩塌事件和底流變化等信息展開研究。

1 研究區(qū)背景

研究區(qū)位于威德爾海西北部。巖心位于南極半島和南奧克尼群島之間(圖1), 其西北部靠近德雷克海峽。附近海洋鋒面密集, 自北向南依次包括亞南極峰(SAF)、極峰(PF)、南極繞極流南風(fēng)鋒面(SACCF)及其南部邊界(SB)[9]。在現(xiàn)代, 這些鋒面都位于南極半島和南奧克尼群島以北, 最南不超過50°S。該區(qū)洋流主要分為兩支, 一是北部的南極繞極流(ACC), 其經(jīng)由德雷克海峽在南半球西風(fēng)帶作用下自西向東流過, 將南太平洋水團(tuán)注入南大西洋。二是順時(shí)針繞流的威德爾海環(huán)流。該環(huán)流將南部經(jīng)冰架/冰川冷而淡的陸架/冰架水帶向北方匯入ACC[11]。威德爾海環(huán)流南部與自東向西的南極陸坡流/沿岸流相接, 將威德爾海及其東側(cè)的冰山帶入威德爾海環(huán)流, 最終輸入更北的南大洋區(qū)域, 這條冰山輸運(yùn)路線被稱為冰山走廊[6]。冰山走廊是南大洋周邊冰山密集度最高的區(qū)域[7]。威德爾海夏季海冰位于63°S 以南, 而冬季海冰最北可達(dá)54°S。但在末次盛冰期, 該區(qū)的夏季海冰界限位于54°S—58°S 之間[6]。研究區(qū)的現(xiàn)代生產(chǎn)力較高, 以硅藻為主, 生產(chǎn)力在春季隨海冰消融而勃發(fā), 秋冬季隨海冰擴(kuò)張而降低, 表現(xiàn)出明顯的季節(jié)性變化[12]。

圖1 研究區(qū)地圖及研究站位。圖中MD07-3133/3134 站位引自Weber 等[6]; IODP-U1537 站位引自Lu 等[13]; 冬季海冰界限(WSI)、夏季海冰界限(SSI)、末次盛冰期時(shí)最大海冰界限、冰山走廊(IA)和洋流(ACC, 威德爾海環(huán)流)及海洋鋒面(SAF, PF, SACCF, SB)等信息引自Weber 等[14]Fig.1. Map of the study area and site of sample. Sites MD07-3133/3134 are from Weber et al.[6]; site IODP-U1537 is from Lu et al.[13]; summer sea ice (SSI), winter sea ice (WSI), SSI during last glacial maximum (LGM), iceberg alley (IA),ocean currents (ACC, Weddell Gyre) and frontal systems (SAF, PF, SACCF, SB) are from Weber et al.[14]

2 材料和方法

2.1 材料

研究樣品來自中國第28 次南極科學(xué)考察在威德爾海西北部采集的重力巖心 ANT28/D4-9(D4-9), 樣品站位位于南極半島東北側(cè)和南奧克尼群島(South Orkney Islands)西南部之間海域,采樣經(jīng)緯度為47°6.519′W, 62°24.493′S, 水 深3401 m(圖1)。該巖心位于威德爾海環(huán)流外緣, 威德爾海形成的 AABW 有一部分由此向北匯入ACC。同時(shí), 該巖心也位于威德爾海冰山走廊上,所以能夠記錄威德爾海及其附近海區(qū)的冰川/冰架動(dòng)力學(xué)過程。

D4-9 柱樣總長度298 cm, 按照2 cm 間隔取樣, 共獲得149 個(gè)樣品。樣品沉積物以黃灰色-灰黃色(含砂)粉砂質(zhì)黏土為主, 總體呈灰黃色, 各層顏色略有不同, 層內(nèi)含灰色條帶、斑塊。部分層段顆粒較粗, 如126～129 cm 為砂礫層, 含較多小礫石(＞2 mm), 呈次圓狀-次棱角狀。137 cm、187～234 cm 層有次棱角狀礫石。112～115 cm、192～194 cm 有大塊礫石的凹坑。各層樣品無肉眼可見的明顯生物碎屑。

2.2 方法

生物硅(蛋白石)含量測定方法為硅鉬藍(lán)比色法[15], 該方法的誤差小于3%。取60℃以下烘干的樣品0.15 g, 以過氧化氫(H2O2)除去有機(jī)質(zhì)后,用鹽酸除去碳酸鈣(CaCO3)。將剩余樣品烘干后加入碳酸鈉溶液。經(jīng)水浴、震蕩搖勻、離心后取上層清液置于比色管中, 加入50 mL 的鹽酸溶液(0.25 N), pH 值控制在0.8～1.5 之間, 加入7 mL 乙醇和3 mL 鉬酸銨溶液(5%)靜置1 h 生成硅鉬黃;加入20 mL 鹽酸溶液(1∶1), pH 值控制在0.8～1.3,加入3 mL 抗壞血酸溶液(2%), 加水使溶液體積達(dá)到100 mL(必需精確), 搖勻后靜置4～12 h 產(chǎn)生硅鉬藍(lán)。將比色管搖勻, 采用紫外線可見分光光度計(jì)進(jìn)行比色即可得樣品的吸光度。

粒度分析采用激光粒度分析儀測定。采用約1 g 全樣, 以30%的H2O2除去有機(jī)質(zhì), 以1 mol·L-1鹽酸除去碳酸鹽, 洗鹽后, 加入0.5 mol·L-1的六偏磷酸鈉分散24 h, 倒入樣品槽中, 經(jīng)超聲震動(dòng)、加速離心使樣品再次分散后進(jìn)行測試。測試采用Mastersizer2000 激光粒度儀, 測量范圍為0.02～2000 μm。每個(gè)樣品測試3 次, 分析誤差小于3%。此外, 考慮到蛋白石含量介于0.82%～2.73%之間,且根據(jù)硅質(zhì)生物放射蟲和海綿骨針的統(tǒng)計(jì)數(shù)量(未發(fā)表數(shù)據(jù)), 認(rèn)為硅質(zhì)生物的含量極低, 故本文的粒度處理過程未進(jìn)行硅質(zhì)生物組分的消除。

TOC 測試選取50～100 mg 樣品于陶瓷坩堝中,記錄樣品重量。然后將陶瓷坩堝置于瓷盤中, 逐漸往陶瓷坩堝中滴加5%的稀鹽酸, 以去除樣品碳酸鹽。以蒸餾水洗凈鹽酸至樣品呈中性, 在烘箱中低溫(40℃以下)烘干樣品。干燥后的樣品在型號(hào)為CM250 的TOC 測定儀上測定。樣品快速燃燒裂解, 其中TOC 轉(zhuǎn)化成CO2。生成的CO2被送入CM5014 型CO2分析儀, 將檢測得到的峰面積與標(biāo)樣對(duì)比, 得到樣品的TOC 絕對(duì)含量, 再與前處理之前的樣品重量對(duì)比, 即可計(jì)算得到最終的樣品TOC 值。測試誤差優(yōu)于5%。

AMS14C 測年采用全巖樣品, 選取4 處樣品進(jìn)行低溫干燥后, 寄往美國Beta 實(shí)驗(yàn)室進(jìn)行測試。

3 地層年齡框架約束

本研究所挑選的4 個(gè)樣品的AMS14C 測年結(jié)果分別為25.48 ka(41 cm)、26.96 ka(89 cm)、20.73 ka(119 cm)和25.80 ka(149 cm)。4 個(gè)層位年齡相似,甚至出現(xiàn)部分倒轉(zhuǎn)。總體而言, 這些未校正的年齡位于末次冰期旋回的時(shí)期之內(nèi)。

與大多數(shù)南大洋沉積物巖心類似, D4-9 巖心的生物CaCO3含量極低且記錄不連續(xù), 使其無法采用基于有孔蟲的氧同位素地層學(xué)方法和AMS14C測年方法來建立該巖心的地層-年齡模式[16]。在南極周邊某些海域(如羅斯海陸架), 基于全巖有機(jī)質(zhì)的AMS14C 測年也被成功應(yīng)用于沉積物巖心定年, 不過這需要對(duì)當(dāng)?shù)靥紟煨?yīng)和老碳污染情況有充分了解[17]。由于D4-9 巖心站位附近缺乏老碳污染數(shù)據(jù), 因此本研究所提供的全巖有機(jī)質(zhì)AMS14C 數(shù)據(jù)無法給出測年地層的精確年齡, 這也是本文未對(duì)這些AMS14C 年齡數(shù)據(jù)進(jìn)行年齡校正的主要原因。實(shí)際上, 由于老碳污染的存在, 這些AMS14C 年齡僅可看作是測年地層的上限年齡,而測年地層的實(shí)際年齡應(yīng)該小于這些年齡。這些年齡說明巖心150 cm 以上的沉積物形成時(shí)代最老為末次冰期(MIS 3)末期以來。

陳亮等[10]對(duì)D4-9 巖心進(jìn)行了古地磁研究,發(fā)現(xiàn)在該巖心深度～270 cm 以上主要記錄到地磁負(fù)極性, 而在該界面之下記錄到地磁正極性。他們認(rèn)為該界面的地磁倒轉(zhuǎn)反映了布容/松山磁極倒轉(zhuǎn)事件, 從而將該界面年齡定為 0.78 Ma[10],并基于此年齡控制點(diǎn)建立了D4-9 巖心初步的地層-年齡框架, 進(jìn)一步計(jì)算得到該巖心的平均沉積速率為0.37 cm·ka-1。但是該沉積速率與研究區(qū)相鄰其他站位沉積速率不符, 也與本研究提供的新的年齡約束證據(jù)不一致, 所以需要重新評(píng)估該巖心的形成時(shí)代, 具體如下。

在現(xiàn)代, D4-9 巖心位于當(dāng)?shù)叵募竞１缦抟员? 冬季海冰界限以南, 即季節(jié)性海冰區(qū)。而在末次盛冰期, 該巖心位于夏季海冰界限以南, 表明其常年位于海冰覆蓋之下[6]。理論上, 這種冰期-間冰期環(huán)境變化能夠敏感地反映在季節(jié)性海冰區(qū)沉積物序列的輸出生產(chǎn)力記錄中, 如普里茲灣的P1-2 巖心、P1-3 巖心[18-19]、阿蒙森海的PS25/254巖心[20]以及與D4-9 巖心鄰近的 MD07-3133/3134巖心[14]等均記錄到當(dāng)?shù)乇?間冰期旋回中生產(chǎn)力隨海冰生消而增減。但是整個(gè)D4-9 巖心記錄到的海表輸出生產(chǎn)力都十分低(見5.1 節(jié)), 說明該巖心為冰期沉積。結(jié)合有機(jī)質(zhì)測年, 認(rèn)為該巖心沉積形成于末次冰期旋回。由于巖心頂部生產(chǎn)力并未明顯提升, 因此推斷巖心頂部, 即全新世和大部分冰消期記錄缺失。而在巖心280～270 cm 處,可分選粉砂平均粒徑(SSM)和粒度端元(EM4)記錄到極強(qiáng)的底流(見5.3 節(jié))。相應(yīng)地, 該處黏土組分驟降到10%以下(見4.1 節(jié)), 故而推斷此界面可能存在因強(qiáng)水流沖刷形成的沉積間斷, 即～270 cm附近的磁性倒轉(zhuǎn)界面為不整合面, 無法確認(rèn)該處年齡為0.78 Ma。相似的情況也可能發(fā)生在巖心上部～25 cm 處。這可以解釋古地磁數(shù)據(jù)和本文提供的有機(jī)質(zhì)AMS14C 測年數(shù)據(jù)之間的矛盾, 也剛好與Liu 等[21]的研究成果相符合, 他們認(rèn)為70萬年前后研究區(qū)附近存在完全不同的洋流系統(tǒng)[21]?；谝陨险J(rèn)識(shí), 并參考相鄰站位的冰期沉積速率(平均～10 cm·ka-1), 本文認(rèn)為D4-9 巖心～270 cm以上的部分形成于末次冰期。但由于缺乏進(jìn)一步的年齡數(shù)據(jù)佐證, 尚無法精確確定該巖心的深度-年齡模式, 因此之后的討論僅針對(duì) D4-9 巖心270 cm 以上的部分。

4 結(jié)果

4.1 蛋白石、TOC 和粒度特征的深度分布趨勢

D4-9 巖心TOC 含量變化在0.01%～0.73%之間, 平均為0.17%。除個(gè)別異常值外, 其隨巖心深度變化曲線上主要存在兩個(gè)高值區(qū)域, 分別位于300～280 cm 和210～150 cm 處, 最低值出現(xiàn)在130～110 cm 處(圖2a)。蛋白石含量變化在0.82%～2.73%之間, 平均為1.37%。其隨深度的變化趨勢與TOC 相似, 也存在兩個(gè)明顯的高值區(qū)域,其高值區(qū)總體上和TOC 高值區(qū)域重疊(圖2b)。

圖2 蛋白石、TOC 和粒度指標(biāo)隨巖心深度分布趨勢(灰色陰影表示古地磁松山負(fù)極性區(qū)間, 上部箭頭表示識(shí)別出的布容/松山界面的位置[10])。a)TOC; b)蛋白石; c)可分選粉砂(SS)相對(duì)百分含量; d)可分選粉砂平均粒徑(SSM);e)＞125 μm 組分含量; f)＞63 μm 組分含量; g)分選系數(shù); h)砂含量Fig.2. Down-core distributions of opal, TOC and grain-size parameters (the grey shade indicates the Matsuyama epoch, thearrow in the upper-right indicates the Brunhes/Matsuyama Boundary[10]). a) TOC; b) opal; c) the relative percent of sortable silt(SS); d) the mean grain-size of the sortable silt(SSM); e) the ＞125μm gradients; f) the ＞63 μm gradients; g)the sorting coefficient; h) sand components

D4-9 巖心沉積物粒度測試結(jié)果顯示, 樣品黏土含量約為10.75%～52.33%, 平均35.30%; 粉砂含量約為34.30%～64.23%, 平均50.49%; 砂含量約為0～45.68%, 平均14.21%?？傮w而言, 沉積物以黏土和粉砂為主, 兩者之和占沉積物粒度組成的54.32%～100%(平均85.79%)(圖2h)。

巖心沉積物中粒徑＞125 μm 組分的含量約在0～31.03 %之間, 平均為5.46%。該含量隨深度變化的曲線上存在4 個(gè)峰值, 分別位于125 cm、199 cm、233 cm 和264 cm 處(圖2e)。粒徑＞63 μm組分含量(即砂組分)隨深度變化趨勢(圖2f)和＞125 μm 組分含量的趨勢極為相似, 不過在巖心深度～275 cm 處, 粒度＞63 μm 組分含量曲線上存在1 個(gè)尖銳的峰, 而粒徑＞125 μm 組分含量在相同深度卻不存在峰值。巖心沉積物粒度分選系數(shù)變化在1.50～2.87 之間, 平均為2.30(圖2 g)。其隨深度變化趨勢與粒徑＞125 μm 組分和＞63 μm 組分的趨勢相似, 也存在4 個(gè)峰, 與粒徑＞125 μm組分和＞63 μm 組分曲線上巖心深度270 cm 之前的峰值一一對(duì)應(yīng)。值得注意的是, 在巖心深度～275 cm處, 分選系數(shù)并不存在峰值。

D4-9 巖心沉積物中的可分選粉砂百分含量(SS%)變化范圍在 12.43～75.61 之間, 平均為31.70(圖2c)?？煞诌x粉砂平均粒徑SSM 變化在17.96～40.69 μm 之間, 平均為27.40 μm(圖2d)。兩者隨深度變化趨勢相似, 且顯著正相關(guān)(R2=0.68), 這表明SSM 可以作為底流強(qiáng)度的代用指標(biāo)[22]。此外, SSM 在巖心深度～275 cm 處也存在1 個(gè)峰值。

4.2 粒度端元分析

D4-9 巖心沉積物的粒度分布如圖3a 所示。其中, 最大粒度分布總體上表現(xiàn)出雙模態(tài)特征,一個(gè)模態(tài)位于粒徑2～10 μm 之間, 另一個(gè)模態(tài)位于30～100 μm 之間。最小粒度分布則僅包含2～10 μm 之間的模態(tài)。平均粒度分布的形態(tài)間于最大和最小分布之間, 也存在兩個(gè)模態(tài), 但是在粒徑 2～10 μm 之間的模態(tài)更加明顯, 而在 30～100 μm 之間的模態(tài)相對(duì)低平。

圖3 D4-9 巖心粒度分布數(shù)據(jù)EMMA 分析。a)粒度分布的最大值、平均值和最小值; b)2—10 端元模型對(duì)各粒級(jí)的方差解釋(R2); c)平均方差解釋(R2mean)隨端元數(shù)量變化圖, 其中本文所選用的四端元模型用紅色表示; d)四端元模型中4 個(gè)端元的粒度分布Fig.3. EMMA on the grain-size distribution data of core ANT28/D4-9. a) the max, mean and min distributions of the grain-size data of Core D4-9; b) coefficient of determination (R2) for each size class of models with 2-10 End Members;c) mean coefficient of determination (R2mean) of all size classes for each end-member model, the selected 4-end member model is colored red; d) distributions of grain-size End Members 1-4 in the 4-End Member model

本文采用端元模型(End Member Modeling Analyses, EMMA)計(jì)算了D4-9 巖心沉積物粒度分布的2—10 端元模型, 發(fā)現(xiàn)這些端元模型對(duì)數(shù)據(jù)的解釋能力隨著端元數(shù)的增加而增加(圖3c)。其中, 2—5 端元模型分別能解釋71%、84%、89%和92%的粒度方差變化(圖3c)。二端元和三端元模型對(duì)各粒徑方差變化的解釋能力相似(圖3b),即對(duì)2～10 μm 和20～100 μm 兩個(gè)粒徑區(qū)間的方差變化解釋較好。但是對(duì)粒徑＜2 μm、10～20 μm和＞100 μm 部分都缺乏解釋能力。當(dāng)引入第4 個(gè)端元后, 四端元模型對(duì)于粒徑10～20 μm 部分的解釋能力明顯提升(圖3b)。而隨著端元數(shù)的繼續(xù)增加, 新端元的引入對(duì)數(shù)據(jù)解釋能力不再有明顯提升(圖3b)。這意味著繼續(xù)引入新端元帶來的誤差將超過其對(duì)數(shù)據(jù)方差的解釋。雖然四端元模型在粒徑＜1 μm 和＞400 μm 區(qū)間解釋能力稍弱,但是考慮到這部分顆粒物質(zhì)僅占粒度分布的＜2%, 可以忽略, 所以我們選擇四端元模型作為D4-9 巖心粒度分布端元模型的最優(yōu)解。

4 個(gè)端元(EM1、EM2、EM3、EM4)的粒度分布如圖3d 所示, 其主要粒度參數(shù)見表1?？傮w上4 個(gè)端元皆為單峰分布。其中EM1 最細(xì), 其粒徑主要為黏土和細(xì)粉砂, 集中在2～10 μm 之間, 平均粒徑和中值粒徑分別為4.6 μm 和3.35 μm, 分選系數(shù)為1.46。

表1 粒度端元分布的主要參數(shù)特征Table 1. Characteristics of major grain-size parameters of the End Members

EM2 與EM1 粒徑范圍大部分重疊, 但是EM2 包含更多中粉砂(10～22 μm), 其粒度分布形態(tài)相對(duì)扁平, 分選相對(duì)EM1 變差, 為1.68。EM3為最粗的端元, 其粒徑范圍主要集中在 63～210 μm 之間, 但是粒徑＜63 μm 的顆粒所占體積分?jǐn)?shù)依然高達(dá)35%, 該端元的分選系數(shù)在4 個(gè)端元中最大, 為2.35。EM4 的主要粒徑范圍在26～88 μm 之間, 粒度集中, 分選最好。

4 個(gè)端元隨深度的變化趨勢如圖4 所示。EM1含量變化在20%～86%之間, 平均為41%。明顯的峰值出現(xiàn)在 289 cm 處(86%), 其次為 163 cm(83%), 明顯的谷值出現(xiàn)在 23 cm(2%)、137 cm(2%)、169 cm(4%)、277 cm(7%)處(圖4a)。EM2含量變化在0～55%之間, 平均為18%。明顯的峰值出現(xiàn)在27 cm(55%)、169 cm(54%)處, 明顯的谷值出現(xiàn)在103 cm(20%)、121 cm(1%)、199 cm(1%)、275 cm(0%)處(圖4b)。

圖4 D4-9 巖心粒度數(shù)據(jù)端元模擬得到的4 個(gè)端元百分含量隨深度分布的變化趨勢。a)EM1; b)EM2; c)EM3; d)EM4Fig.4. Downcore distributions of the grain-size End Members 1-4 in Core D4-9. a) EM1; b) EM2; c) EM3; d) EM4

EM3 含量變化在0～65%之間, 平均為29%。明顯的峰值出現(xiàn)在125 cm(63%)、199 cm(65%)處,明顯的谷值出現(xiàn)在27 cm(60%)、163 cm(70%)、275 cm(0%)、289 cm(2%)處(圖4c)。

EM4 含量變化在0～70%之間, 平均為12%。明顯的峰值出現(xiàn)在277 cm(70%)處, 明顯的谷值出現(xiàn)在11 cm(20%)、163 cm(0%)、199 cm(0%)、235 cm(2%)、293 cm(5%)處(圖4d)。

5 討論

5.1 生產(chǎn)力指標(biāo)

沉積物的生產(chǎn)力記錄同時(shí)受到海表輸出生產(chǎn)力、生產(chǎn)力指標(biāo)保存效率以及非生物組分稀釋效應(yīng)的三重影響[18]。要評(píng)估海表輸出生產(chǎn)力的相對(duì)變化, 首先要排除生產(chǎn)力指標(biāo)保存效率以及稀釋效應(yīng)的干擾。前人研究[23]表明, 影響蛋白石和有機(jī)質(zhì)保存效率的主控因素不同。具體而言, 蛋白石的保存效率主要受到蛋白石通量的影響, 通量越大保存越好, 相反地, 通量小則不易于保存。而有機(jī)質(zhì)的保存效率主要與沉積環(huán)境的氧化還原性質(zhì)有關(guān), 沉積環(huán)境越趨于氧化則有機(jī)質(zhì)保存越差[24]。因此, 如果D4-9 巖心的蛋白石和TOC 隨深度變化的趨勢主要受指標(biāo)保存效率的影響, 那么他們應(yīng)該表現(xiàn)出不同的變化趨勢。而事實(shí)上這兩者隨深度變化趨勢一致(圖2a、2b)且顯著正相關(guān)(圖5a)。所以可以斷定, 巖心記錄的蛋白石和TOC 保存效率沒有發(fā)生顯著變化, 即兩者隨深度變化趨勢不受保存效率變化的影響, 而是聯(lián)合表征了海表輸出生產(chǎn)力和/或沉積物稀釋的相對(duì)變化。雖然, 因TOC 和蛋白石與粒徑＞125 μm 組分之間存在顯著負(fù)相關(guān)關(guān)系(圖5b、5c)而無法排除稀釋效應(yīng)對(duì)生產(chǎn)力指標(biāo)變化趨勢的影響, 但是D4-9 巖心中蛋白石的含量都十分低, 與研究區(qū)其他站位(受到相同稀釋效應(yīng)) 的生產(chǎn)力記錄相比, D4-9 巖心中蛋白石平均含量不足1.5 %, 遠(yuǎn)低于鄰近其他站位在間冰期的蛋白石含量, 而與其他站位冰期的蛋白石含量相似[14]。此外, 前人研究[14]顯示研究區(qū)附近大多數(shù)巖心沉積物在間冰期的蛋白石沉積速率遠(yuǎn)高于冰期的蛋白石沉積速率。所以, 本文推斷整個(gè)D4-9 巖心沉積記錄形成于冰期, 常年受海冰覆蓋導(dǎo)致巖心沉積物記錄到極低的生產(chǎn)力。

5.2 IRD 指標(biāo)分析

在極地周邊海洋中, 沉積物中的粗組分往往被解釋為IRD 沉積。不同學(xué)者所使用的粗組分粒徑閾值不同, 包括＞63 μm、＞125 μm、＞250 μm 和＜2 mm 等[25-26]。盡管極地海洋中的粗組分與IRD有密切聯(lián)系, 但是在底流水動(dòng)力強(qiáng)的海域, 底流沖刷也可能形成粗顆粒物質(zhì)的相對(duì)富集[27]。兩種粗組分所代表的古環(huán)境意義完全不同, 需要明確區(qū)分。Passchier[26]認(rèn)為, IRD 最大的特征是分選差,而底流沖刷形成的粗組分經(jīng)過揚(yáng)選, 細(xì)顆粒物質(zhì)丟失, 分選好, 所以可以使用分選系數(shù)來對(duì)兩種粗組分進(jìn)行區(qū)分。具體而言, 當(dāng)粗組分的峰值對(duì)應(yīng)分選系數(shù)的峰值, 即分選相對(duì)差時(shí), 表明該粗組分峰值更可能代表IRD 事件, 而當(dāng)粗組分峰值對(duì)應(yīng)分選系數(shù)低值, 即分選相對(duì)好時(shí), 該粗組分峰值則更可能是底流沖刷產(chǎn)物[26]。

本研究中對(duì)比了激光粒度儀測試所得粒徑＞63 μm 組分和＞125 μm 組分隨深度的變化趨勢(圖2f、2e)。在D4-9 巖心中, 粒徑＞63 μm 組分和＞125 μm 組分隨深度變化曲線在巖心深度270～80 cm 之間的 4 個(gè)峰值所對(duì)應(yīng)的分選系數(shù)都明顯變大, 即分選變差, 故推斷這4 個(gè)峰值代表了4 次IRD 事件。而在粒徑＞63 μm 組分隨深度變化曲線上, 巖心深度280 cm 和30 cm 處的兩個(gè)峰值對(duì)應(yīng)分選系數(shù)較小, 即分選相對(duì)好, 推斷其是底流沖刷所致。所以本文最終選擇粒徑＞125 μm 組分為IRD 沉積的更優(yōu)指標(biāo), 該指標(biāo)反映D4-9 巖心記錄了4 次明顯的IRD 事件, 分別記作IRD1、IRD2、IRD3、IRD4(圖6), 而＞63 μm 組分反映了IRD 沉積和底流改造的疊加影響。

圖6 D4-9 巖心沉積物中各指標(biāo)的隨深度變化趨勢(灰色陰影區(qū)代表識(shí)別出的4 次IRD 事件, 記作IRD1、IRD2、IRD3、IRD4, 網(wǎng)狀陰影區(qū)代表底流沖刷事件, 記作 W1、W2; 底部黑色下三角形及其對(duì)應(yīng)的數(shù)值代表全巖有機(jī)質(zhì)AMS14C 年齡)。a)EM2/(EM1+EM2); b)EM1+EM2 端元百分含量; c)SSM; d)EM4 端元百分含量; e)IRD 百分含量;f)EM3 端元百分含量; g)磁傾角Fig.6. Down-core distribution of the proxies of Core D4-9(the gray shades indicate the identified four-IRD events noted as IRD1, IRD2, IRD3 and IRD4; the reticular shades indicate the 2 identified layers with strong bottom current washing noted as W1 and W2; the black triangles with numbers above in the lower panel represent AMS14C ages of the bulk sediments). a) EM2/(EM1+EM2); b) EM1+EM2 contents; c) SSM; d) EM4 contents; e) IRD contents; f) EM3 contents;g) magnetic inclination

5.3 粒度端元的物理意義

前人研究[28-29]表明, 海洋沉積物的粒度端元可以解釋為沉積物來源或者搬運(yùn)動(dòng)力。在本研究區(qū), SSM 顯示底流強(qiáng)盛(圖2d), 是沉積物搬運(yùn)的潛在主要?jiǎng)恿χ弧4-9 巖心位于威德爾海冰山走廊之上, IRD 記錄(圖2e)顯示, 冰山搬運(yùn)的碎屑物質(zhì)也是巖心沉積物的主要來源之一。此外, 研究區(qū)靠近南美洲南端, 數(shù)值模擬表明, 巖心位于南美洲Patogonia 風(fēng)塵源區(qū)的影響范圍之內(nèi), 風(fēng)塵物質(zhì)也是該研究區(qū)沉積物直接或間接的重要來源[30]。雖然研究區(qū)海冰發(fā)育, 但是由于陸架水深較深(＞500 m), 海冰形成于海表, 很少夾帶陸架沉積物, 所以可以忽略海冰對(duì)深海沉積的貢獻(xiàn)[5,28]。綜上, 洋流搬運(yùn)物質(zhì)、冰山搬運(yùn)物質(zhì)和風(fēng)塵物質(zhì)是D4-9 巖心沉積物潛在的主要來源。

EM1和EM2分別表示較弱和較強(qiáng)底流搬運(yùn)物質(zhì), EM2/(EM1+EM2)可用來表示底流的相對(duì)強(qiáng)弱變化, 即該比值越大底流越強(qiáng)。但是, 在D4-9中EM1和EM2分選都較差, 且較粗的端元EM2分選系數(shù)差于較細(xì)的端元EM1(表1), 這意味著EM2不太可能是較強(qiáng)底流搬運(yùn)的產(chǎn)物(否則其分選應(yīng)該至少好于EM1)。實(shí)際上, EM2/(EM1+EM2)比值隨深度變化趨勢(圖6a)與反映底流強(qiáng)弱的指標(biāo)SSM 隨深度變化趨勢(圖6c)并不一致, 兩者之間相關(guān)性弱(圖5d), 這更加說明EM2和EM1含量的相對(duì)變化與底流強(qiáng)度無關(guān)。然而, 我們發(fā)現(xiàn)EM1+EM2隨深度變化趨勢(圖6b)與SSM 和IRD指標(biāo)(圖6c、6e)隨深度變化趨勢相反, 且與這兩者都存在顯著負(fù)相關(guān)性(圖5e、5f), 這說明EM1+ EM2是在相對(duì)弱的底流水動(dòng)力條件下沉積,且可能同時(shí)受到IRD 沉積的稀釋。因此, 本文認(rèn)為EM2和EM1更可能反映的是沉積物來源的不同。其中,EM1的粒度分布特征與南大洋其他海區(qū)背景沉積的粒度分布特征相似[28-29], 可能代表了南極大陸來源的細(xì)顆粒懸浮物質(zhì); 而EM2的粒度分布特征與南大西洋ODP 1090站位記錄的Patagonia 風(fēng)塵物質(zhì)的粒度分布吻合[31], 可能代表了直接或者間接來自 Patagonia 的風(fēng)塵物質(zhì)。由此本文認(rèn)為EM2/(EM1+EM2)實(shí)際反映了風(fēng)塵相對(duì)于研究區(qū)背景沉積的相對(duì)比例, 該推論有待將來工作的進(jìn)一步驗(yàn)證。

EM3隨深度分布趨勢(圖6f)與該巖心IRD 含量隨巖心分布趨勢(圖6e)一致。該端元擁有最粗的平均粒徑和最差的分選, 其粒度分布和南極羅斯海JB06巖心粒度端元模擬得到的IRD 端元十分相似, 說明EM3代表了IRD 輸入[29]。值得注意的是, EM3與普里茲灣的P1-2巖心的IRD 粒度端元的分布特征有所區(qū)別, P1-2巖心IRD 粒度端元具有更平坦的分布特征[28]。本文認(rèn)為, 由于研究區(qū)洋流強(qiáng)盛, 洋流的分選作用從冰山消融時(shí)IRD被釋放到水柱中便開始, 細(xì)顆粒物質(zhì)被大量帶走,留下相對(duì)較粗顆粒作為IRD 沉積下來, 從而造成EM3粗顆粒物質(zhì)更富集的粒度分布特征。由于羅斯海JB06巖心粒度特征記錄的當(dāng)?shù)厮畡?dòng)力也較強(qiáng)盛, 該巖心IRD 端元可能也受到了強(qiáng)水動(dòng)力的分選影響, 所以 EM3與JB06記錄到的IRD 端元的粒徑分布形式相似。而普里茲灣P1-2巖心所記錄的底流相對(duì)較弱, 所以IRD 在水柱沉降過程中并未遭受顯著分選而移除細(xì)顆粒物質(zhì), 導(dǎo)致其相對(duì)平坦的粒度分布特征。不過也存在另一種解釋,即IRD 的粒度分布特征可能反映了IRD 源區(qū)沉積物的粒度分布特征, 也就是說IRD 源區(qū)沉積物本身具有分選好的特征, 如海灘砂, 那么來自這些源區(qū)的IRD 也會(huì)繼承分選好的特征, 而源區(qū)沉積物分選差的特性也可以被繼承下來[32]。

EM4 是最值得注意的端元, 其平均粒徑大于EM1 和EM2 而小于EM3(表1), 該端元隨深度分布在275 cm 和25 cm 附近的兩個(gè)峰值分別對(duì)應(yīng)著SSM 上的第1 和第2 高峰值(圖6c、6d), 加之該端元分選是所有端元中最好的, 所以將該端元解釋為強(qiáng)底流水動(dòng)力條件下沉積,該端元比例越高代表底流越強(qiáng)。

5.4 IRD 事件的成因

冰山崩塌事件可以發(fā)生在不同的氣候背景下,代表不同的冰川動(dòng)力學(xué)行為, 比如北大西洋的Heinrich 事件發(fā)生在末次冰期內(nèi)的冰階, 代表北極冰川在千年時(shí)間尺度上的擴(kuò)張[33]。在南極普里茲灣外, 冰期-間冰期時(shí)間尺度上, IRD 事件主要發(fā)生在間冰期向冰期過渡時(shí)期, 同樣代表當(dāng)?shù)乇ㄏ虮睌U(kuò)張[34]。而在南極威爾克斯地外附近, 晚第四紀(jì)冰山崩塌主要發(fā)生在冰消期, 代表冰川消融, 冰蓋后退[35]。威德爾海的情況和威爾克斯地外的情況類似, 大量巖心記錄表明, 該海區(qū)IRD事件也主要發(fā)生在暖期或者冰消期[36], 其中, 位于冰山走廊上的MD3033/3034 站位的高分辨率記錄進(jìn)一步揭示了末次冰消期的IRD 沉積以千年級(jí)事件形式發(fā)生, 說明這些IRD 事件也反映了氣候轉(zhuǎn)暖, 冰蓋收縮, 冰川后退所導(dǎo)致的冰山崩塌[6]。其中部分 IRD 事件在時(shí)間上與融冰水事件MWP-A 相關(guān), 暗示南極冰蓋消融對(duì)冰消期全球海平面快速上升的顯著貢獻(xiàn)。而在MIS 3 內(nèi), 這兩個(gè)巖心也記錄到眾多IRD 脈沖事件, 指示在末次冰期威德爾海冰山走廊沿途, 冰川在千年時(shí)間尺度上也發(fā)生過顯著的冰山崩塌事件, 它們大多與生產(chǎn)力的相對(duì)高值相對(duì)應(yīng)[14]。由于在極鋒以南生產(chǎn)力升高發(fā)生在南極相對(duì)變暖時(shí)期[37], 所以本文認(rèn)為, 雖然缺乏精確的定年, 但是D4-9 巖心所記錄的IRD 事件可能也反映了末次冰期內(nèi)(多)千年時(shí)間尺度上南極增溫事件所引起的冰川小規(guī)模后退。該推論與Weber 等[6]的數(shù)值模擬研究一致,他們發(fā)現(xiàn)末次冰期內(nèi), 南極增溫事件伴隨著南極冰蓋規(guī)模的同步減小[38]。

5.5 IRD 和SSM 指標(biāo)的耦合性

本文發(fā)現(xiàn), D4-9 巖心記錄的IRD 事件和SSM記錄的底流增強(qiáng)事件同時(shí)發(fā)生, 這表明兩者之間可能存在密切聯(lián)系, 從而揭示了不同作用之間的復(fù)雜聯(lián)系。對(duì)此, 分析如下: 前人對(duì)南極冰芯的相關(guān)研究揭示了南極氣溫在末次冰期發(fā)生過反復(fù)的千年時(shí)間尺度上的起伏[39]。這種氣溫的變化特征與北極格陵蘭冰芯記錄的氣溫變化相位相反,呈“蹺蹺板”模式[40], 但是與大氣CO2濃度消長相位一致, 即南極溫度升高同時(shí)伴隨著大氣CO2濃度升高, 同理, 溫度降低也伴隨大氣CO2濃度降低[41]。大量研究[42]表明, 南大洋深部是冰期時(shí)大氣CO2重要的儲(chǔ)庫, 當(dāng)南半球西風(fēng)帶南北向遷移或強(qiáng)度變化時(shí), 大氣和南大洋之間CO2交換狀態(tài)會(huì)發(fā)生變化, 從而影響大氣CO2濃度。具體而言, 南極溫度降低時(shí), 南半球西風(fēng)帶將北移或減弱, 南大洋上層海水層狀結(jié)構(gòu)趨于穩(wěn)定, 有利于CO2被隔絕在南大洋深部; 相反, 南極溫度升高時(shí), 南半球西風(fēng)帶將南移或強(qiáng)度增加, 這將導(dǎo)致南大洋風(fēng)驅(qū)上升流增強(qiáng)。

南大洋上升流增強(qiáng)對(duì)氣候和環(huán)境的影響至少包括以下4 個(gè)方面: (1)上升流增強(qiáng)使得海水的層狀結(jié)構(gòu)遭到破壞, 海水跨密度混合增強(qiáng), 從而使得被扣留在南大洋深部的CO2向大氣釋放, 增加大氣CO2的濃度[42]; (2)增強(qiáng)的上升流將南大洋深部的營養(yǎng)鹽帶到上層海洋, 使得南大洋南極區(qū)(Antarctic Zone)生產(chǎn)力增加[42]; (3)增強(qiáng)的上升流將南大洋深部的熱量帶到上層海洋, 使得冰川發(fā)生消融, 誘發(fā)顯著的冰山排泄事件[43]; (4)增強(qiáng)的上升流將南大洋深部高鹽海水帶到冰架之下, 與冰架下的水團(tuán)混合, 增加冰架水的鹽度和密度,從而有利于南極底層水的形成[44]。

最近, Lu 等[13]研究了斯科舍海IODP U1537站位的高分辨率生產(chǎn)力記錄, 發(fā)現(xiàn)末次冰期內(nèi)千年級(jí)時(shí)間尺度上的南極增溫事件總是伴隨著輸出生產(chǎn)力的升高, 從而證明在南大洋太平洋扇區(qū),這些千年級(jí)增溫事件引發(fā)了南大洋上升流強(qiáng)度的提升。而Huang 等[4]研究則發(fā)現(xiàn)在過去的兩個(gè)冰期旋回里, 威德爾海底層水形成速率隨著氣候轉(zhuǎn)冷而降低, 在冰盛期甚至發(fā)生停滯, 而隨著氣候轉(zhuǎn)暖, 威德爾海底層水形成速率又迅速增加[4]。本文認(rèn)為, D4-9 巖心中IRD 和SSM 將以上冰川和海洋過程有機(jī)聯(lián)系起來, 具體而言, 末次冰期的南極增溫事件導(dǎo)致南大洋太平洋扇區(qū)西風(fēng)帶短暫南移, 南大洋上升流增強(qiáng), 帶來更多的熱量, 進(jìn)而導(dǎo)致冰川/冰架后退, 冰山崩塌加劇。同時(shí), 增強(qiáng)的上升流也將更多的高鹽繞極深層水(CDW)帶入陸架, 促使該海區(qū)AABW 的形成通量增加。

綜上, D4-9 巖心IRD 和SSM 記錄的同相位關(guān)系實(shí)際揭示了在末次冰期內(nèi)千年時(shí)間尺度上, 南極地區(qū)區(qū)域氣候變化驅(qū)動(dòng)下的威德爾海附近冰架-海洋過程的耦合模式。建議將來工作應(yīng)進(jìn)一步聚焦于巖心沉積物序列精確年代框架的建立和IRD來源的判別, 以期獲得關(guān)于研究區(qū)冰川演化更具體的時(shí)間和空間信息。

6 結(jié)論

本研究選取采自南極威德爾海西北部的D4-9 巖心沉積物, 通過測定其蛋白石、TOC 含量,非生物組分的激光粒度分布數(shù)據(jù)以及全巖有機(jī)質(zhì)的AMS14C 測年數(shù)據(jù), 得到以下主要結(jié)論。

1. D4-9 巖心蛋白石和TOC 含量隨深度變化趨勢一致, 與IRD 含量呈負(fù)相關(guān), 反映了海表輸出生產(chǎn)力和IRD 稀釋的共同影響。兩者共同記錄到極低的輸出生產(chǎn)力, 結(jié)合AMS14C 測年數(shù)據(jù)和粒度數(shù)據(jù)提供的底流沖刷證據(jù), 為巖心形成時(shí)代提供了新的約束。這些證據(jù)表明巖心沉積物為末次冰期產(chǎn)物。

2. D4-9 巖心粒度數(shù)據(jù)可用四端元EMMA 模型解釋。所獲得的4 個(gè)端元分別代表海洋背景沉積、風(fēng)塵、冰山搬運(yùn)物質(zhì)和極強(qiáng)底流沖刷富集的粗組分。其中海洋背景沉積和風(fēng)塵沉積為相對(duì)弱的底流水動(dòng)力條件下沉積。

3. D4-9 巖心記錄到4 次IRD 事件和同時(shí)發(fā)生的4 次底流增強(qiáng)事件。這些事件反映了南大洋太平洋扇區(qū)在末次冰期內(nèi)千年級(jí)時(shí)間尺度上南極增溫事件誘發(fā)的冰架-海洋耦合性變化。

致謝感謝中國第28 次南極科學(xué)考察隊(duì)各位工作人員的辛勤勞動(dòng)和細(xì)致的采樣工作, 感謝為本文樣品進(jìn)行測試工作的各位老師和同學(xué)。 樣品由中國極地研究中心極地樣品標(biāo)本館提供。