沉积过程中有机碳及Globigerinoides ruber 氧、碳同位素变化特征——以南海南部为例

李文宝,王汝建,万随

1.内蒙古农业大学水资源保护与利用自治区重点实验室,呼和浩特 010018 2.同济大学海洋地质国家重点实验室,上海 200092

沉积过程中有机碳及Globigerinoides ruber 氧、碳同位素变化特征
——以南海南部为例

李文宝1,2,王汝建2,万随2

1.内蒙古农业大学水资源保护与利用自治区重点实验室,呼和浩特 010018 2.同济大学海洋地质国家重点实验室,上海 200092

由水体到沉积物，不同沉积阶段的沉积过程也有所不同。通过对比南海南部(SCS-S)水体沉降颗粒物、海底表层沉积物和岩芯柱状沉积物(上部3 m)中Globigerinoidesruber氧、碳同位素(δ18O、δ13C)值和有机碳(TOC)含量及堆积速率的变化，系统分析了TOC、δ18O、δ13C等环境演变指标参数在沉积过程中的变化特征。结果显示：1)整个沉积过程中，TOC及同位素等环境演变指标参数的变化情况并不一致。不过，由下层水体沉降到海底表层的过程中，TOC及堆积速率(分别由4.20%、0.38 g/(cm2·ka)下降到1.182%、0.039 g/(cm2·ka)、δ18O、δ13C值(分别偏重0.196 ‰、0.855 ‰) 均出现了明显变化。而一旦形成表层沉积物并被埋藏覆盖形成海底沉积物层(以岩芯柱状沉积物代表)以后，在不考虑冰期—间冰期气候旋回的影响下，除TOC外，δ18O、δ13C值等则基本保持不变；2)不同沉积阶段，TOC含量变化与δ18O、δ13C值的相关性分析表明，岩芯柱状沉积物中TOC含量变化与δ18O、δ13C变化之间的相关性最为明显，特别是TOC含量与δ18O 变化间呈显著正相关(r=0.74)，即由下层水体到表层沉积物这一沉降过程中，TOC含量与堆积速率的突变及其对应的底层水中溶解氧(O2)、二氧化碳(CO2)含量变化可能是诱导δ18O、δ13C大幅偏重的主要因素。因此，利用TOC等指标参数进行古环境变化分析时有必要考虑不同沉积过程的影响。

Globigerinoidesrubber；同位素；有机碳(TOC)；沉积过程；南海南部

海洋作为各种沉积物的主要汇集地，已经成为分析重建全球或区域环境演变历史替代指标参数的重要载体之一。特别是在远洋地区，由于受陆源物质输入影响较弱，其洋底沉积物已经被广泛应用到古海洋与古气候学等多种学科的研究中[1-5]。例如，基于海底沉积物中总有机碳(TOC)含量变化进行的大洋表层海水初级生产力分析[6-8]、基于有孔虫壳体元素地球化学特征进行的表层海水温度、稳定氧、碳同位素(δ18O、δ13C)分析等[9-11]，早已成为分析古气候古环境演变的重要手段之一。但是在实际沉积过程中，作为环境演变信息载体的沉积物，其保存环境并不是一成不变的。首先，大部分沉积物，特别是生源组分，在表层及次表层海水中生成，并以沉降颗粒物的形态存在于海洋水体中；随后，在重力等作用下逐渐沉降，由上层水体到达下层水体，直至沉积在海底，在海水—海底沉积物交界处形成海底表层沉积物；最终，随着时间的推移，旧的表层沉积物逐渐被新的表层沉积物掩埋，进而形成覆盖海底的沉积物层(即海底沉积物是表层海水过程变化信息的重要储库之一)。整个沉积保存过程中，沉积物沉降埋藏环境逐渐发生变化，沉积物的结构或成分则可能随之发生改变。而基于水体沉降颗粒物捕获的现代沉积过程研究(如南海沉降颗粒物捕获等)[12-14]和基于海底沉积物柱状岩芯钻探的古代沉积过程研究(如大洋钻探计划ODP184航次等)[15-16]以及海底表层沉积物(海底表层沉积物位于海水—沉积物界面上，是水体沉降颗粒物和岩芯柱状沉积物之间的过渡形态)的研究[17-19]为详细分析沉积过程中不同指标参数的变化情况提供了可能。

图1 南海南部水体沉降颗粒物、表层沉积物与岩芯柱状沉积物位置示意图a.图中白色圆点代表浮游拖网采样点位置，白色倒三角代表沉积物捕获器(SCS-S)采样点位置；b.图中黑色方块代表岩芯柱状沉积物采样点位置，黑色圆点代表表层沉积物采样点位置。圆形虚线框代表海底表层沉积物的取样范围。Fig.1 Locations of deposited particulate matter, surface sediment and core sediment in SCS-Sa.white dots show the sites of surface water samples, white inverted triangles show the location of sediment trap; b.black block shows the site of core sediment, black dots show the surface sediment samples. Dashed circle show the region of surface samples.

基于此，本文将以中国南海南部海域(SCS-S)为例(图1)，以沉积过程的时间推移为主线，通过对比不同深度水体沉降颗粒物、海底表层沉积物与海底表层以下的沉积物层(以岩芯柱状沉积物代表)等三种沉积物存在形态中的总有机碳含量(TOC%)及堆积速率与Globigerinoidesruber壳体的δ18O、δ13C值的变化，具体分析沉积过程中不同沉积阶段内各个指标参数的变化特征、相互关系及可能影响因素，初步实现从现代沉积过程到古代沉积过程的整体分析，为更加合理地利用各常见环境演变历史替代指标参数提供理论参考。

1 样品与方法

1.1 样品

本文研究样品主要为水体沉降颗粒物、海底表层沉积物与岩芯柱状沉积物等三种类型(图1)。其中，水体沉降颗粒物由浮游拖网与时间序列沉积物捕获器获得：浮游拖网采样水深小于100 m；沉积物捕获器分为两层，其上层位于水深720 m处，下层位于水深2 270 m处(表1)；海底表层以下岩芯柱状沉积物与海底表层沉积物分别选取ODP1143站(水深2 722 m)上部约3 m (mcd)的沉积物(有机碳在埋藏深度达到海底0.5～2 m以下，几乎不再受溶解作用影响[20])与ODP1143站位周围～3个纬度与～3个经度(为了最大限度消除沉降颗粒物在水体中侧向飘移带来的影响[15,21-22])范围内由德国“太阳号”和多次南沙综合考察所采集的14个海底表层沉积物样品(平均水深～1 900 m,在实际比较分析中，以水深>2 200 m的表层样品为主，以所有表层样平均值为辅)。

表1 样品信息表

1.2 测试方法

浮游有孔虫G.ruber壳体稳定氧、碳同位素测试方法如下：G.ruber壳体以干净完整、大小约0.25～0.40 mm为标准，每个样品选取14～20枚壳体。从样品中挑选出符合要求的有孔虫壳体后，在显微镜下用解剖针破碎，用浓度大于99.7 %的酒精在频率为40 Hz的超声波中震荡清洗三次，每次持续时间5～10 s。洗涤好后在60℃的烘箱中干燥5 h，随后将样品转移至Finnigan自动碳酸钙制样装置中( Kiel Ⅲ型)，与原磷酸在70℃高温下反应生成二氧化碳(CO2)，之后将收集到的CO2气体转移到Finnigan MAT252型稳定同位素质谱仪中测定氧、碳同位素值。测试精度参照中国国家标准(GBW04405)和标准(NBS19)，并以PDB(Pee Dee Belemnite)标样进行误差标定。

TOC含量(%)测试方法：先将样品在低温 (50℃) 下烘干，研磨4～5 min 后分成两份：一份用盐酸除去碳酸盐，一份为原样。用百万分之一的天平称取10 mg左右的样品并用锡杯包好，在Thermo-Quest Italia SPA有机碳分析仪上( EA1110型) 测试，数据由计算机直接得出，误差小于0.2 %。实验测得样品中总碳含量(TC)和除去碳酸盐的有机碳含量(TOC′)，利用公式TOC=(12-TC) /(12-TOC′)×TOC′ 计算出总有机碳的绝对含量(TOC)。TOC堆积速率计算公式来自文献[6，17]。

当然，由于样品来源及样品测试分析的具体日期存在差异[10,14,18]，因此这可能会导致同一指标的实验结果存在细微差异(例如每年的氧、碳同位素测试过程中的物理(或机械)误差会导致测试结果出现约0.01‰的浮动)。但是，本文涉及的所有样品的测试都遵循标准微体古生物处理方法和实验分析步骤，且测试分析均在同济大学海洋地质国家重点实验室完成。因此可以相信分析结果不会因为测试时间差异等因素出现大幅度的波动，结果具有可靠性。

2 南海南部现代水文特征

中国南海位于欧亚大陆与太平洋之间的东亚季风影响区，冬季和夏季分别以东北季风和西南季风占主导地位(图1)。冬、夏季风的强度及持续时间不同，冬季风持续近6个月(11月—次年4月)，而夏季风持续近4个月(每年5月—9月)，总体上冬季风较夏季风强[3,23]。而在南海南部，则主要受到西南季风的影响：西南季风可以在南海南部海域形成局部的上升流或较强的离岸流，这促进了该区域深层水与表层水间的交换[3,24-25]。

根据南海卫星遥感及调查结果显示(图2)，现代南海的年均表层水温约27.1℃，南部约为27.6℃，北部约为26.8℃。夏季，南海北部表层水温为26℃～29℃，南海南部的表层水温则大于28℃，南北向温度梯度小；冬季，南海北部表层水温较低，最低表层水温小于18℃，南海南部的平均最高表层水温则大于26℃，南北温度差与夏季相比明显增大[3,26]。不过，就南海南部而言，冬、夏季节表层海水温差变化幅度较小，这为进行本文的研究提供了水文基础。南海表层海水盐度在32.8‰～34.2‰之间，夏季海水盐度<33.5‰，冬季海水盐度≥34‰。同时，在南海南部，海水温度、盐度以及海水中的CO2、溶解氧(O2)的含量随水深的增加，均出现不同的变化[3]。

在表层海水中，温度、盐度均出现快速变化，对应了表层水体温跃层等的存在。而在深层海水中，温度和盐度的变化幅度减小，相对稳定。根据WOA05数据库以及前人在南海南部12°9.8′N，112°55.9′E处的观测结果[27-28]显示，南海南部水体中CO2、O2总含量在深层海水中(1～3 km)持续增加，特别是CO2的总含量在1.5～2.5 km间出现明显增加。此外，南海现代溶跃面和CCD(碳酸盐溶解补偿深度) 分别约为3 000 m和3 800 m(CCD面在冰期深度可达4 100 m)[3,6]，这也为本文研究提供了基础。

3 结果与讨论

3.1 沉积过程中TOC含量、堆积速率及输出生产力变化特征

沉积物中TOC含量的变化既是表层水体输出有机质情况的直接反应指标之一，又是表层海水输出生产力演变历史重建的重要代表参数之一，业已被广泛应用到古海洋学等学科的研究中[3,20,28]。但是，在实际的沉降保存过程中，TOC由于受到表层生产力即向海底连续输出有机碳的量以及沉积物堆积速率等因素的综合影响，往往会出现部分溶解现象，这不仅会导致在利用海底沉积物中TOC含量变化进行表层古生产力重建的过程中可能存在一定的偏差[29-30]，而且TOC溶解产生CO2以及消耗溶解O2等过程则可能会对沉积物中有孔虫壳体的氧、碳同位素等产生影响[31-32]。鉴于此，沉积过程中TOC的变化情况及其可能影响因素将在本节进行讨论。

在南海南部，由上层水体(720 m)沉降到下层水体(2 270 m)的过程中，TOC%由7.13 %下降到4.20%，堆积速率由0.42 g/(cm2·ka)下降到0.38 g/(cm2·ka)；由下层水体(2 270 m)沉降到海底(水深>2 270 m)形成表层沉积物的过程中，TOC含量及堆积速率则出现大幅度下降，分别由4.20%、0.38 g/(cm2·ka)下降到1.182%、0.039 g/(cm2·ka)(表2，全部表层沉积物平均值为1.24%、0.041 g/(cm2·ka))，其中TOC堆积速率的损失率(本文：损失率=100% - (表层沉积物TOC堆积速率/下层水深沉降颗粒物TOC堆积速率)×100%)达到～89.8%。同样地，随着埋藏时间(或深度)的不断增加，在海底表层沉积物被逐渐掩埋并最终形成海底沉积物层这一过程中，TOC含量及堆积速率也出现了明显下降，由海底表层沉积物中的1.182%、0.039 g/(cm2·ka)减少到海底岩芯柱状沉积物中的0.582%、0.021 g/(cm2·ka)(表2)，显示这一沉积阶段内TOC及堆积速率的损失率也相对较高。

进一步，分析岩芯柱状沉积物上部3 m (mcd，合成深度)中TOC含量及堆积速率的变化过程(图3a)，可以看出在海底表层沉积物到0.6 m(氧同位素1期-MIS1) 的埋藏深度中，TOC含量及堆积速率的变化幅度不大。虽然在冰期—间冰期旋回中TOC堆积速率出现变化，但是幅度却依然较小：岩芯柱状沉积物上部3 m(包含MIS1-3)，TOC%及堆积速率的最低值分别为0.40%、0.010 g/(cm2·ka)，最高值分别为0.68%、0.033 g/(cm2·ka)[10]，其变化范围明显低于由海底表层沉积物(～0 m)到0.2 m埋藏深度过程中TOC含量及堆积速率所出现的变化幅度(图3)。

通过不同沉积阶段中TOC含量或堆积速率变化情况的具体分析，可以发现整个沉积过程中TOC的大幅变化发生在海水—沉积物交界面以及埋藏深度在0～0.2 m之间。现有研究结果显示有机质的保存情况主要受到表层生产力、堆积速率以及水体溶解氧含量等因素的综合影响[6,13]。而分析南海南部水文特征，可以发现2～3 km水深处正是南海南部水体中O2、CO2含量迅速增加的地方，显然富氧环境并不利于有机质的保存[3,27-28]。此外，TOC的堆积速率在这一沉积阶段中也出现大幅度下降，显示由深层水体输入到表层沉积物中的有机质数量出现明显下降，这显然也是表层沉积物中TOC含量出现大幅度下降的主要影响因素之一。

图2 南海南部现代水文特征A.盐度变化曲线[3]，B.温度变化曲线[3]，C.溶解O2含量变化曲线[27-28]，D.溶解CO2含量变化曲线[27-28]，阴影为表层沉积物的分布水深Fig.2 Characteristic of modern hydrology in SCS-SA. salinity characteristic[3]; B. temperature characteristic[3]; C. change of dissolved oxygen[27-28]; D. change of dissolved ; shadow area shows the depth of surface sediment samples

表2 沉积过程中TOC含量、堆积速率及输出生产力变化

注：不同沉积物所反应的生产力及重建公式见参考文献[6,17,32]。

图3 沉积过程中TOC含量及堆积速率变化a.沉积过程中TOC含量变化；b.沉积过程中TOC堆积速率变化。黑色条带为上层水体中TOC含量或TOC堆积速率平均值，灰色条带为下层水体中TOC含量或TOC堆积速率平均值，斜纹条带为表层沉积物中TOC含量或TOC堆积速率平均值，灰白色条带为岩芯柱状沉积物中TOC含量或TOC堆积速率平均值。Fig.3 Changes of TOC(%) and TOC flux during the deposition processa. change of TOC% during the deposition process； b. change of TOC flux during the deposition process. gray-black band show average value of TOC% and TOC flux in upper layer water samples, gray band show average value of TOC% and TOC flux in deep layer water samples, strip of tape show average value of TOC% and TOC flux in surface sediment samples, gray-white band show average value of TOC% and TOC flux in core sediments.

进一步，TOC含量或堆积速率在由深层水到海底表层沉积物这一沉积阶段的大幅变化可能导致“生物泵”作用在表层海水吸收的CO2到达底层水时又被释放出来[33]，最终只有很少一部分的碳被保存在海底沉积物中，而利用沉积物中保留的这一小部分碳重建海洋古输出生产力的过程中除考虑由于采用不同输出生产力计算公式产生的误差外[5,17]，还应该考虑不同沉降阶段中TOC含量及堆积速率等变化的影响。

实际上，根据沉积过程中TOC含量及堆积速率变化重建的输出生产力的变化特征明显不同于TOC含量或堆积速率的变化特征：在由表层水体到海底表层的沉降过程中，虽然TOC含量及堆积速率不断减少，但是输出生产力却不断增加：在真光层下100 m输出的生产力只有17.22 g C/(m2·a)[17]，而在下层水体沉积颗粒物中时已经上升到35.06 g C/(m2·a)。在海底形成表层沉积物的过程中，输出生产力达到沉积过程中最高的46.00 g C/(m2·a)(表2)。此后，随着埋藏深度的增加又明显下降，特别是在海底表层到0.6 m间，岩芯柱状沉积物中恢复的输出生产力明显比表层沉积物恢复的输出生产力低[6]。而随着埋藏深度的进一步增加，输出生产力随冰期—间冰期旋回出现波动变化[6]。

当然，在整个沉积过程，TOC含量及堆积速率大幅度变化均发生在由下层水体沉降到海底形成表层沉积物的过程中。在南海南部，水深1.5～3 km间，水体中溶解O2含量持续增加，将会导致TOC被不断氧化，进而导致TOC堆积速率下降明显，这也对应了南海南部底层水中CO2含量增加的趋势[27-28]。同时，由于重建公式差异及受到TOC含量及堆积速率在水体—沉积物界面上的大幅度变化的影响，导致根据沉积过程中TOC含量及堆积速率变化重建的输出生产力变化特征存在差异。

3.2 沉积过程中G.ruber壳体δ18O、δ13C变化及影响因素

由于分布区域的典型性，G.ruber已经被广泛应用到热带及亚热带海域的海洋学研究中[33-34]。作为浮游有孔虫的代表属种，G.ruber壳体成为表层海水温度、盐度、营养水平等环境信息的完美载体。一旦G.ruber死亡，其壳体在重力作用下不断沉降直至被埋藏在海底沉积物中。这一沉积过程中，壳体的保存环境不断变化，进而可能导致G.ruber壳体记录的古环境信息发生变化[35]。

在南海南部，不同的沉积物赋存状态中，G.ruber壳体δ18O、δ13C值出现明显变化。由表层水体(平均水深≤100 m)处沉降到上层水体(720 m)，G.ruber壳体δ18O值由-3.475‰偏重到-3.295‰，δ13C值则由0.516‰偏轻到0.367‰；由上层水体(720 m) 沉降到下层水体(2 270 m)，δ18O几乎没有变化，δ13C则由0.367‰小幅度偏重到0.431‰；由下层水体(2 270 m) 沉降到海底形成表层沉积物的过程中，δ18O、δ13C值均出现明显变化，δ18O由-3.295‰大幅度偏重到-2.923‰，δ13C则由0.431‰大幅偏重到1.461‰(表3、图4，全部表层沉积物δ18O平均值为-3.102‰、δ13C平均值为1.286‰)；同样，随着埋藏时间(或深度)的增加进而形成岩芯柱状沉积物的过程中，δ18O值由-2.923‰小幅偏轻到-2.952‰，δ13C值则由1.461‰小幅偏轻到1.339‰。不过，如果考虑到测试误差等因素的影响，那么这一阶段的小幅度变化是可以忽略不计的。

就整个沉积保存过程来看，G.ruber壳体δ18O、δ13C值主要出现了两个明显的变化阶段:分别发生在由表层水体(<100 m)到上层水体(720 m)的沉降过程(δ18O偏重0.180‰、δ13C偏轻0.149‰)和由下层水体(2 270 m)到表层沉积物的沉积过程(分别偏重0.196‰、0.855‰)(表3、图4)。虽然在其他两个沉积阶段G.ruber壳体δ18O、δ13C值同样出现小幅的偏移，但是考虑到主、客观误差等因素的影响，可以认为表层沉积物到柱状岩芯柱状沉积物的过程中G.ruber壳体δ18O、δ13C值基本不变；而在地质历史时期，海底沉积物中G.ruber壳体不断沉积并被保存起来，形成时间序列上的沉积物层。这一过程受到冰期—间冰期旋回中冰盖体积大小、海水温盐度变化等因素的影响[14]，导致在0～3 m的埋藏深度范围内，G.ruber壳体δ18O、δ13C值整体上出现冰期偏重、间冰期偏轻的规律变化。不过，岩芯柱状沉积物上部0～0.6 m (MIS1)沉积物内的G.ruber壳体δ18O、δ13C值与表层沉积物中G.ruber壳体δ18O、δ13C值基本一致(图4)，这说明如果排除地质历史上冰期—间冰期等因素的影响，那么沉积过程中，一旦沉积物到达海底被保存起来，其中G.ruber壳体δ18O、δ13C值将基本稳定，不再受沉积过程的影响。

表3 沉积过程中G. ruber壳体的δ18O、δ13C变化

一般来讲，浮游有孔虫壳体δ18O值的变化主要受到表层海水温度的影响，而δ13C值则与海水表层生产力有一定的关联[30,36]。在南海南部，海水环境不仅受到季风的影响，同时还受到西太平洋暖池的影响，表层海水温度常年处于26℃以上。表层水体，特别是上部200 m以内，不仅海洋生物生产力较高，同时也是海水物理、化学性质突变的地方，这对δ18O、δ13C的分馏作用将产生重要影响，这可能导致自表层水体到上层水体的沉积过程中出现δ18O值显著偏重、δ13C显著偏轻现象；而对“白垩纪大洋缺氧事件”的研究结果显示有机质分解不仅可以消耗掉海水中大量的溶解氧，而且会导致海水中富含碳同位素[37-38]。因此，TOC在海水—沉积物界面上的大量溶解，可能导致了这一沉积阶段中G.ruber壳体δ18O、δ13C值的大幅度偏重。同时，根据有孔虫壳体Mg/Ca值恢复的海水温度显示，从下层水体(2 270 m)到海底岩芯柱状沉积物(MD01-2390的顶部温度[6])，海水温度变化约为1.4℃[35,39]，这与δ18O偏重～0.375 ‰，相当约1.4℃的海水温度变化(在理想情况下，海水δ18O值0.26 ‰的变化相当于海水温度变1℃[40])的情况基本一致，显示了底层海水中溶解氧等的变化对G.ruber壳体化学性质的确产生影响。

当然，通过不同深度水体以及岩芯柱状沉积物中TOC含量与δ18O、 δ13C变化相互关系的分析，结果显示了沉积过程中TOC含量及堆积速率突变对G.ruber壳体的δ18O、δ13C值偏移的影响：在上层水体(720 m)和下层水体(2 270 m)沉积颗粒物中，TOC含量与δ18O、δ13C变化之间几乎不存在相关性，但是经过自水体沉降颗粒物到海底沉积物的沉积转变过程中各指标参数的大幅度变化，岩芯柱状沉积物中TOC含量与δ18O、δ13C变化之间的相关性明显提高，特别是TOC含量与δ18O变化间呈现显著正相关，且相关系数r值达到0.74(图5)。这显然与上述“有机质分解不仅可以消耗掉海水中大量的溶解氧，而且会导致海水中富含碳同位素”论断一致。

图4 沉积过程中G.ruber壳体δ18O、δ13C变化a.沉积过程G.ruber壳体δ18O变化，b.沉积过程G.ruber壳体δ13C变化；黑色条带为表层水体中δ18O或δ13C平均值，灰黑色条带为上层水体中δ18O或δ13C平均值，灰色条带为下层水体中δ18O或δ13C平均值，斜纹条带为表层沉积物中δ18O或δ13C平均值，灰白色条带为岩芯柱状沉积物中δ18O或δ13C平均值的变化。Fig.4 Changes of δ18O，δ13C during the deposition processa. change of δ18O value during the deposition process, b. change of δ13C value during the deposition process; black band show average value of δ18O，δ13C in sea surface water samples; gray-black band show average value of δ18O，δ13C flux in upper layer water samples; gray band show average value of δ18O，δ13C in deep layer water samples; Strip of tape show average value of δ18O，δ13C in surface sediment samples; gray-white band show average value of δ18O，δ13C in core samples.

图5 沉积过程中G.ruber壳体δ18O、δ13C与TOC含量变化的关系Fig.5 Coherence changes between δ18O，δ13C and TOC% during the deposition process

因此，虽然不同沉积阶段中G.ruber壳体δ18O、δ13C值的具体变化情况有所差异，但是整个沉积过程中G.ruber壳体δ18O、δ13C值基本呈现逐渐偏重趋势：在由表层水体(<100 m)到上层水体(720 m)的沉降阶段，δ18O值显著偏重、δ13C值显著偏轻；而由下层水体(2 270 m)到表层沉积物的沉积阶段，δ18O、δ13C值均出现大幅度偏重。特别是在海水—沉积物界面上，δ18O值偏重幅度对应了底层海水的温度变化[5,34,38]；而δ13C值的大幅偏重则对应了TOC的大量溶解。所以，利用G.ruber壳体中同位素指标进行古环境演变过程重建时需要考虑沉积过程中这些替代指标参数的具体变化情况，尽量减少误差。

综上，通过比较不同沉积阶段各环境演变替代性指标参数的变化，发现沉积过程中特别是在由下层水体沉降到海底形成表层沉积物的过程中各参数指标均出现较大幅度的变化。而一旦表层沉积物被覆盖埋藏形成海底沉积物层即柱状沉积物以后，在不考虑冰期—间冰期气候旋回的影响下，那么除TOC以外，G.ruber壳体的δ18O、δ13C值等参数只是出现小幅度变化。如果考虑到样品来源及机械误差等因素的影响，那么在这一沉积阶段中，可以认为G.ruber壳体δ18O、δ13C值基本稳定，不再发生变化。

4 结论

通过比较南海南部沉积过程中水体沉降颗粒物、海底表层沉积物和岩芯柱状样等三种沉积物存在形态中TOC含量及堆积速率、G.ruber壳体δ18O、δ13C值等环境演变替代性指标参数的变化，得到以下结论：

(1) 由水体沉降颗粒物到海底岩芯柱状沉积物的过程中，TOC%及堆积速率发生明显下降。特别是在由下层水体沉降到海底表层的过程中，TOC含量及堆积速率均出现大幅度变化，分别由4.20%、0.38 g/(cm2·ka)下降到1.182%、0.039 g/(cm2·ka)，推测这一快速变化过程主要受到溶解作用即底层海水含氧量的影响，并导致最终只有很少一部分的碳被保存在海底沉积物中。因此，利用岩芯柱状样中保留的碳进行古输出生产力重建时有必要考虑不同沉降阶段中TOC含量及堆积速率变化带来的影响。

(2) 在不同沉积阶段，G.ruber壳体的δ18O、δ13C值的变化趋势并不一致。但是，在由表层水体(<100 m)到上层水体(720 m)和由下层水体(2 270 m)到海底表层沉积物的两个沉积阶段，δ18O、δ13C值均出现明显偏移，而一旦表层沉积物被覆盖埋藏形成海底沉积物层即柱状沉积物以后，在不考虑冰期—间冰期气候旋回的影响下，G.ruber壳体的δ18O、δ13C值等参数只是出现小幅度变化。同时，不同沉积阶段，TOC含量变化与δ18O、δ13C值的相关性分析显示，岩芯柱状沉积物样中TOC含量与δ18O、δ13C变化之间的相关性最为明显，特别是TOC含量与δ18O 变化间呈现显著正相关(r=0.74)，这显示在下层水体到表层沉积物的沉积阶段内，δ18O、δ13C值的大幅偏重变化与TOC大量溶解所导致的大洋底层水体溶解氧被消耗有关。

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Changes of TOC and δ18O, δ13C fromGlobigerinoidesruberduring the Deposition Process in the Southern South China Sea

LI WenBao1,2,WANG RuJian2,WAN Sui2

1. Inner Mongolia Autonomous Region Key Laboratory of Water Resources Protecting and Utilization, Inner Mongolia Agricultural University, Hohhot 010018, China 2. State Key Laboratory of Marine Geology, Tongji University, Shanghai 200092, China

The ocean sediments are formed in surface water and finally preserved in sea floor. During this process, the sedimentary environment always changed. In this paper, the change characteristics of TOC(%), TOC flux and δ18O and δ13C values fromGlobigerinoidesruberduring the deposition process had been discussed in detail, basing on analyzing the relationships among particulate matter, surface sediment and core sediment in Southern of South China Sea(SCS). Here, the results shown that:1) The different proxies, such as TOC(%), TOC flux and δ18O,δ13C, have different changes during the deposition process. Specially, all the values of TOC(%), TOC flux and δ18O,δ13C descended visibly during the deposition satge from deep water layers to sea floor. The value of TOC% and TOC flux descend from 4.20%, 0.38 g/(cm2·ka) to 1.182%, 0.039 g/(cm2·ka), respectively. The value of δ18O,δ13C descend from 3.298‰ and 0.431‰ to 2.923‰ and 1.461‰, respectively. Reversely, when the core sediment formed in sea floor, the value of δ18O,δ13C would become stable except TOC(%) and TOC flux; 2) The relationship between TOC(%) change and value of δ18O, δ13C become visibly when the core sediment formed. Specially, there are clearer coherence between TOC(%) and value of δ18O in core sediments than other sediment types. In other hand, the change of relationship between TOC(%) and value of δ18O and δ13C indicate that the dissolution of TOC might be one of important factors leads to change of δ18O and δ13C value. In one word, the change characteristics of TOC(%), TOC flux and δ18O, δ13C during different sedimentary stages must be considered when reconstruct the palaeoenvironment evolution history based on these proxies.

Globigerinoidesrubber; isotope; total organic carbon(TOC); deposition process; southern of South China Sea

1000-0550(2017)04-0730-10

10.14027/j.cnki.cjxb.2017.04.007

2016-06-20； 收修改稿日期： 2016-09-04

国家自然科学基金项目(41406056)；内蒙古自治区自然科学基金项目(2012MS0612，2016MS0552)[Foundation: National Natural Science Foundation of China, No.41406056; Natural Science Foundation of Inner Mongolia, No. 2012MS0612，2016MS0552]

李文宝，男，1980年出生，博士，副教授，第四纪地质学，E-mail: tianshitd@126.com

P736.21

A