南海琼东上升流区过去1 900 年海洋生产力记录

2020-11-06计超徐利强张一辉郭敏孔德明

海洋地质与第四纪地质 2020年5期

计超，徐利强,2，张一辉，郭敏，孔德明

1.合肥工业大学资源与环境工程学院，合肥 230009

2.中国科学院地球环境研究所黄土与第四纪地质国家重点实验，西安 710061

3.广东海洋大学海洋与气象学院，湛江 524088

海洋生产力在海洋渔业资源[1-2]、全球碳循环[3-4]和全球气候变化[5-6]有着重要的作用，是现代海洋学和古代海洋学重点关注的领域之一。对于古海洋生产力研究，主要通过有孔虫[7-8]、放射虫[9]、钙质超微化石[10-11]等海洋微体古生物化石、蛋白石[12-14]、有机碳[15-16]、粉尘输入[17]等指标重建。此外，国内外学者通过分析海洋沉积物的Ba 元素，发现其与海洋表层生产力具有良好的相关性[18-20]，是一种良好的重建古海洋生产力的指标。

南海是西太平洋最大的边缘海，因为其半封闭性的地理位置特征，能够很好地记录地球环境变化信息[21]。南海沉积物是周边大陆的陆源碎屑、海洋自生沉积物和大气沉降物质的汇[22]；同时连接着岩石圈、水圈、大气圈和生物圈[23]，成为了各个圈层相互关系的重要纽带，对全球和区域性的气候和环境变化响应明显[24]，是开展地球系统科学研究的理想区域[25]。研究人员通过借助有孔虫[26-27]、放射虫[28]、蛋白石[29-30]、有机碳[16]等替代指标重建了南海不同区域的海洋古生产力的变化过程。如边叶萍等[31]通过有机碳恢复了南海北部900 年生产力变化过程；李丽等通过C37和C38长链不饱和酮化合物的含量恢复了4 万年来南海北部颗石藻的生产力变化[32]。

本文基于采自南海琼东陆架海域的一根海洋沉积柱（编号QD2），拟通过Ba 和其他元素的地球化学数据，结合年代学分析，尝试重建该地区晚全新世以来生产力变化过程，探讨该地区生产力变化的主要影响因素。

1 材料与方法

1.1 样品采集

本研究所使用沉积柱样采自琼东陆架海域，采样点水深84.6 m，坐标为18°54.00′N、110°42.00′E（采样点位置如图1 所示），采样点位置近海距离约20 km。样品采集于2015 年度国家自然科学基金委“珠江口—南海西部综合航次”期间，搭载中国科学院南海海洋研究所“实验三号”科学考察船。采样工具为箱式采样器，采样器高60 cm。采样器出水后，虹吸抽出海水，现场观察可知箱式采样器所采集的沉积物样品保存完好，未受明显扰动。之后将直径7.5 mm 的聚氯乙烯（PVC）塑料管垂直插入箱式采样器中，获得沉积柱样，并用盖子封口取出沉积样心。该沉积柱长45 cm，编号QD2。在进行分析之前，柱样于−20 ℃的环境下低温冷冻保存。

图1 研究区及QD2 站位分布图（基于Ocean Data View 创建）Fig.1 Map of study area showing sampling site of QD2(created based on Ocean Data View)

1.2 分析方法

在分析之前，对QD2 沉积柱（45 cm）按照1 cm间隔进行分样，同时拍照和记录，得到共计45 个样品，按照从表层到底部的方式依次编号为QD2-1—QD2-45。在岩性方面，沉积柱可以分为两个沉积单元，0～18 cm 的表层样主要以黄灰色细砂为主，18～45 cm 层位的样品以灰黑色粉砂为主，部分层位有贝壳出现。

该沉积柱样的年代学是由表层沉积物全样的210Pb 定年和底部的有孔虫14C 定年共同建立。表层样品干燥后，样品的210Pb、226Ra 和137Cs 的放射性活度由低本底高纯锗（HPGe）γ 能谱仪检测得到每个样品的放射性，检测峰位分别为46.5、352 和661 keV。放射性核素的测试单位为合肥工业大学第四纪地质实验室。另在沉积柱35 和44 cm 深度处取干样约15 g，置于烧杯中，清水浸泡将其分散，之后过100 目筛分离有孔虫样品。收集之前，将保留在筛子上的有孔虫样品使用酒精超声清洗3 次，60 ℃烘干后在40 倍双目体式显微镜下挑选有孔虫，并选择浮游有孔虫Globigerinoides ruber 和Globigerinoides sacculifer 混合样约10 mg 进行AMS14C 测试，分析单位为美国贝塔分析实验室（Beta Analytic Inc）。

同时，本研究也对样品进行了Ba、Al、Ti、Ni、Co、Rb 和Zr 元素测试。在进行化学分析之前，我们对样品进行了前处理。将样品自然风干后，等分的试样使用研钵和研杵磨成均匀的粉末，直至通过200 目筛网，研磨之后的样品再烘干至恒重。样品经HCl-HNO3-HF 多酸体系消解后，Ba、Al、Ti、Ni、Co、Rb 和Zr 等元素的含量由电感耦合等离子体质谱仪（ICP-MS）测定得到，测试单位为澳实分析检测（广州）有限公司，测试误差小于5%。

2 结果与讨论

2.1 QD2 沉积柱年代分析

为了更好地重建QD2 站位的精确年龄深度模型，对沉积柱采用了210Pb 和14C 相结合的两种定年方式。根据核素测试结果，210Pb 与226Ra 在17 cm 处达到平衡，因此，QD2 沉积柱17 cm 以上样品采用210Pb 年龄。同时，分别选取QD2 剖面35 和44 cm处浮游有孔虫样品进行了AMS14C 测试，测定的14C 年龄分别为2 140±30 和2 350±30 BP。此处采用Marine13 校正数据库将其校正为日历年龄，其中区域性海洋储库效应偏差ΔR 取110±31[42]。QD2 整个剖面的年龄-深度模型由基于R 语言的Clam 软件包实现，结果如图2 所示。

图2 QD2 沉积柱基于Clam 的年龄-深度模型Fig.2 Clam-based age-depth model for the core QD2

根据年龄-深度模型结果，QD2 沉积剖面底部的年龄为106 AD，即该沉积柱记录了过去约1 900年的沉积历史。由图2 可以看出，QD2 沉积剖面的年龄随深度逐渐增加，说明样品保存完好，沉积样品未受扰动。

1.1 研究对象选择2017年3月-2017年10月于南昌大学附属口腔医院就诊，主诉为要求修复上前牙美观并行单个上前牙全瓷贴面修复的患者46例，最小年龄19岁，最大年龄56岁，平均42岁。其中，利用数字化方法制作的全瓷贴面修复22颗；利用传统方法制作的全瓷贴面修复24颗。根据全瓷贴面的适应证[3]建立纳入标准：⑴患牙唇舌向无错位；⑵牙髓活力正常；⑶前牙浅覆牙合，浅覆盖，咬合关系基本正常；⑷患牙牙周情况良好，无明显松动。排除标准：⑴前牙深覆牙合，深覆盖；⑵死髓牙，重度变色牙；⑶牙周情况不佳且未经治疗；⑷夜磨牙或无法按时复诊的患者。

2.2 元素垂直分布特征

本次工作重点分析了QD2 站位与生产力有关系的几种地球化学元素的变化。元素Ti、Al、Ba 随深度变化如图3E、3F、3G 所示。由图可知，Ti、Al 呈现出极其相似的变化特征，具有相同的变化趋势和共同的峰值，但Ba 的分布与Ti 和Al 存在明显的差异。

Ti 和Al 是典型的岩性元素[43]，海洋沉积物中的Al 的来源主要与陆源黏土矿物有关[44]。Ti 则主要分布在重矿物中[45]，在化学风化和搬运沉积过程中不容易发生迁移，且由于本身的元素性质特点，具有较强的抵抗化学侵蚀的特点，使得Ti 元素成为海洋沉积物中陆源输入的最佳的指示因子[46]。Ti 和Al 共同受到陆源黏土矿物的影响，在细粒的黏土矿物中富集，因此元素表现出在深度上共同的变化趋势。Ba 元素在垂直深度的独特的变化与其复杂的元素来源具有重要的关系。Ba 元素在海洋中的主要来源包括陆源铝硅酸盐中的钡、生源硫酸钡和海底热液钡的沉淀[47]。QD2 站位不属于热液活动区域，Ba 的来源主要受陆源和生源的共同影响，使得它的含量的变化不同于典型的陆源元素的变化。

Ba 在海洋中的含量除了受到Ba 的来源的影响，还会受到氧化还原状态的影响。在还原条件下，生物源Ba 由于还原作用而发生部分溶解，从而造成Ba 的流失[48]。研究表明，海洋沉积物中的Ni/Co 比值可以指示氧化还原环境：当Ni/Co＜5 时，普遍认为沉积环境为氧化环境[49]。根据图3D，Ni/Co 比值的最大值低于2.7，均值是2.46，整个沉积过程是低于5 的，因此整个沉积环境都是处于氧化环境状态下，生物源Ba 能够得以较好地保存。

2.3 基于Ba 的古海洋生产力变化

一般来说，海洋中Ba 元素的含量由几个因素共同影响，其中生物成因钡（Babio）与海洋生产力关系密切，早期降解过程中大约40% 的Babio能够留存在海洋沉积物中[50]，明显优于有机碳和生物成因硅等传统的生产力研究指标[51]，使得与表层生产力有着良好的相关性[18]。Babio主要以海洋生物成因重晶石（BaSO4）存在。Babio成为反演海洋古生产力变化的重要指标被广泛使用[48,52-56]。

图3 QD2 沉积柱Ti, Ba, Al, Ni/Co, Babio, Ba/Ti 和Ba/（Rb+Zr）随深度的变化图Fig.3 The depth distributions of Ti, Ba, Al, Ni/Co, Babio, Ba/Ti, and Ba/（Rb+Zr）in the core QD2

对于海洋生源钡的含量通常认为是沉积物中除去陆源输入钡的部分而剩余的钡的含量。在本研究中，Batotal主要由陆源Ba 和生物源Ba 组成，为获取生物源Ba，需要扣除陆源Ba 的输入。研究人员曾利用Al 元素来校正得到生物源Ba[57]。随后，研究人员发现在海洋沉积物中，普遍存在着Al 的自生富集[58-59]，而Ti 元素在海洋中的含量少，存在时间短，自生物质中难以富集，基本上海洋中的Ti 全部来自于陆源碎屑的输入[60]。由于过剩Al 会对生物源Ba 的计算产生影响，研究人员进一步提出用Ti 来校正生物源Ba 的含量[57]。本文中所使用的计算公式为[61-62]：

式中Babio为沉积物生物源Ba 的含量；Batotal为实验测得的沉积物中Ba 的总含量；Titotal为实验测得的沉积物中的Ti 元素总含量；（Ba/Ti）terrigenous为陆源Ba/Ti 的比值[57,62]。

本文在恢复Babio中采用的是利用邻近的主要由陆源输入的河流珠江，因为南海北岸的小型河流多属于少沙型河流，陆源输入物质较少。QD2 站位的北岸小型河流韩江、鉴江和漠阳江的输沙量分别为7×106、1.9×106、0.8×106t/a，总量远不及珠江输入量83×106t/a[63]。因此本次研究选取了珠江中测得的Ba 和Ti 的比值0.041 28[64]来作为（Ba/Ti）terrigenous的背景值，利用上述公式计算得到了QD2 站位Babio的变化过程，结果如图3C 所示。同时，Ba/Ti也可在一定程度上反映海洋源Ba 与陆源物质的相对比例，其值在剖面上的变化如图3B 所示。此外，青子琪提出Ba/（Rb+Zr）也可以作为海洋生产力的替代性指标[65]。我们也计算了Ba/（Rb+Zr），结果见图3A。总的来看，生物源Ba 与反映生产力的其他指标Ba/Ti、Ba/（Rb+Zr）变化趋势一致（图3A、B、C）。研究表明，上升流在携带大量营养物质到海洋表面的同时，海底的冷水会使海表面温度（SST）降低，即SST 降低的同时，海洋生产力会增加。我们也分析了表层16 cm 的SST 数据，结果显示生物源Ba 在表层的快速增加伴随着SST 的快速下降（SST 数据另文刊发），这进一步佐证生物源Ba 可作为生产力的代用指标。

结合生产力指标（Babio）和年龄深度模型，重建了QD2 站位过去1 900 年的生产力变化记录（图4E）。由图可知，Babio在过去的1 900 年中变化明显。100—240 AD 时，Babio含量变化呈现为下降趋势，平均值为185 μg/g，略高于240—800 AD 期间的值（180 μg/g）。在240—800 AD 期间，尽管约在公元600 AD 出现一个相对高值（189 μg/g），但Babio数值总体水平较低。此后，在800—1400 AD 期间（对应气候时期为中世纪暖期），Babio维持在一个相对较高的水平（199 μg/g），并且在1160 AD 附近，Babio含量到达了211 μg/g 的高值，但在1400—1900 AD（即小冰期时）又有所回落，该时间段均值为188 μg/g。1900 AD 以来（现代暖期），生产力迅速增加（图4E），尤其是20 世纪80 年代之后，Babio含量变化明显。在20 世纪末，Babio达到了过去1 900 年以来的最高值（221 μg/g），20 世纪80 年代到现在的阶段也是过去1 900 年以来最高阶段，平均值为209 μg/g。总的来看，在冷期时琼东上升流区生产力相对低，在暖期时海洋生产力相对高；在过去约100 年的时间里，海洋生产力随着全球平均温度的快速升高而迅速增加，达到过去1 900 年的最高水平。研究人员曾对南海北部900 年、南海南部2 400 年非上升流区古海洋生产力进行了重建[31]，但其记录与琼东上升流区的记录存在明显差别，这说明上升流区与非上升流区的海洋生产力控制机理不同。

2.4 古海洋生产力的控制因素

为进一步探讨琼东上升流区古海洋生产力的控制因素，将海洋生产力与温度、季风等气候记录进行了对比分析（图4）。

QD2 站位特殊的地理位置，处于琼东上升流区域[66]，较强的东亚夏季风能够驱动风生上升流区域产生更强的上升流[67]，现代遥感数据也表明较强的南海北部上升流能够带来较强的海洋生产力的增加。据此，推测历史时期东亚夏季风与生产力之间也存在一定的关联。根据前人的研究，由东亚夏季风引起的中国西南部董哥洞与和尚洞石笋δ18O 的差值（DG-HSΔδ18O）可作为东亚夏季风的替代性指标[68]（图4D）。通过对比图4D 和4E 可知，在600 AD以前，海洋生产力与各指标的对应关系不明显，原因不详，有待进一步研究。但在600 AD 之后，琼东陆架海洋生产力与东亚夏季风存在着明显的正相关。在中世纪暖期和小冰期阶段，二者在相同的时期出现峰值且两者的数值曲线波动变化相似。此外，前人的研究表明，海洋沉积物中陆源植物叶蜡δDwax值可反映印尼季风强度，且该季风与东亚夏季风反相关[69]。由图4C 可知，在800—1400 AD（中世纪暖期，MWP）时，印尼季风较弱，东亚夏季风较强；1400—1900 AD（小冰期，LIA）时，印尼季风增强，东亚夏季风减弱；1900 AD 至今（现代暖期，RWP），东亚夏季风又明显增强，陆源植物叶蜡δDwax值指出的东亚夏季风的强弱变化趋势同Babio的含量变化也表现出明显的相关性，东亚夏季风增强时期，Babio的含量较高，而东亚夏季风减弱时期，Babio的含量也相对降低。在1168、1331 和1739 AD时，Babio出现峰值（图4E），分别达到211、204 和202 μg/g，东亚夏季风强度与其记录基本一致，也出现对应的3 个峰值（图4C、D）。总的来说，QD2 站位的海洋生产力的变化确实同东亚夏季风驱动的风生上升流有着密切的联系：东亚夏季风越强，风驱上升流强度也随之增强，海水表层营养物质增加，最终使得海洋生产力升高。

除了东亚夏季风与海洋生产力之间的相关性外，我们还发现东太平洋地区的降水记录在600 AD以来也与QD2 的Babio之间存在很好的对应关系，整体变化相似。东太平洋厄瓜多尔Laguna Pallcacocha湖泊的降水记录（以沉积物红度计）如图4B 所示。由图中可以看出，Laguna Pallcacocha 湖泊沉积物红度值越大（降雨量越大），QD2 站位上升流区海洋生产力越高，在600 AD 和中世纪暖期阶段，Laguna Pallcacocha 湖泊沉积物红度值和Babio都表现为高值，反之则相反（图4B、E）。这说明西太平洋琼东陆架海洋生产力同东太平洋地区的降水存在遥相关，这可能与热带辐合带（ITCZ）的摆动有关[69-70]。

图4 琼东陆架海域海洋生产力与气候环境指标对比图A.中国过去2 000 年温度变化[71]，B.厄瓜多尔Laguna Pallcacocha 湖泊沉积物红度记录[70]，C.印度尼西亚深海沉积物陆源叶蜡氢同位素记录[69]，D.董哥洞与和尚洞石笋δ18O 差值（DG-HSΔδ18O）记录[68]，E.QD2 站生源Ba（Babio）变化（本研究），F.QD2 站Ba/Ti 比值变化（本研究）。图中气候期：罗马暖期（RWP）、黑暗时代寒冷期（DACP）、中世纪暖期（MWP）、小冰期（LIA）和现代暖期（RWP）。Fig.4 Comparison between Babio and a variety of climatic recordsA.China's temperature record over the last 2000 years[71],B.Redness record of sediments from lake Laguna Pallcacocha in Ecuadorian Andes[70],C.Sedimentary wax record from Indonesia[69],D.Dong Gedong-He Shangdong stalagmite Δδ18O record[68], E.Babio and （F） Ba/Ti records at QD2.Years were divided into Roman Warm Period （RWP）, Dark Ages Cold Period （DACP）, Medieval Warm Period （MWP）,Little Ice Age （LIA） and Rapid Warm Period （RWP）.

利用树轮、冰心、湖泊等载体，研究人员重建了中国及其周边地区过去两千年的气候变化[71]（图4A），并将其划分为罗马暖期（0—240 AD，RWP）、黑暗时期冷期（240—800 AD, DACP）、中世纪暖期（800—1400 AD, MWP）和小冰期（1400 AD—20 世纪初，LIA），近100 多年为快速增温期（RWP）。通过对比可以看出，在600 AD 之后的冷期时，东亚夏季风较弱，海洋生产力低；在暖期时，东亚夏季风较强，海洋生产力较高。如在中世纪暖期时，Babio整体偏高；相比之下，小冰期时，生产力水平整体偏低；当前的温度是过去1 900 年的最高值（图4A），生产力该时段快速增长，达到1 900 年来的最高水平（图4E,F）。综合对比温度、东亚季风和生产力记录，可以发现三者之间的变化基本一致，即在气候相对温暖的时期，东亚夏季风强度增加，引起沿岸上升流增强，最终使得海洋生产力提高。

由图4E 和4F 可知，Babio增加最快的阶段发生在20 世纪后期，而20 世纪后期是全球变暖最快的时期，当今快速的气候变化与人类活动密切相关[72]。人为因素导致的全球变暖会增强沿岸风应力，使得沿岸上升流的强度增加[39,73]，从而可能影响上升流区海洋生产力，即当今人类活动所导致的温度变化也可能会在一定程度上影响琼东地区海洋生产力。