西太平洋E20岩芯末次冰期以来的沉积特征与环境意义

李 月,许 冬,张志毅,蒋科迪,刘 庚

(1.南京大学 海岸与海岛开发教育部重点实验室，江苏 南京 210046；2.自然资源部 海底科学重点实验室，浙江 杭州 310012；3.自然资源部 第二海洋研究所，浙江 杭州 310012；4.南京大学 地理与海洋科学学院，江苏 南京 210046)

0 引言

硅藻是海洋生物地球化学循环的主要参与者，其生产力占海洋初级生产力的40%。硅藻勃发后死亡，体内有机质沉积到海底，形成有机碳埋藏，这一过程在全球碳循环中有重要意义[1-4]。近年来的研究发现了生活在成层化大洋次表层海水中的巨型“树荫种”硅藻，其向深部大洋输出的有机碳通量可能等于甚至超过一般小型硅藻[5]。

对热带西太平洋海域古生产力的评估发现，在末次冰期，巨型“树荫种”硅藻形成硅藻席(laminated diatom mats，LDM)的沉积期，初级生产力高，与现代高生产力的上升流海区接近[5]。近年来在热带西太平洋沉积物中经常发现有硅藻席存在，如东菲律宾帕里西维拉海盆和马里亚纳海沟[6]。成席藻类以Ethmodiscusrex(Wallich) Hendey为主，AMS14C测年显示硅藻席沉积形成于16 000～28 600 a B.P.[6-9]，推测末次冰期时存在硅藻勃发的现象[8-9]。若冰期时热带太平洋硅藻勃发非偶然，那么有关硅藻固碳贡献主要发生在高纬度地区的早期观点可能并不正确，对硅藻在热带太平洋的固碳贡献值需要重新评估。

本文对2017年采自西太平洋帕里西维拉海盆南端、西马里亚纳弧上含硅藻席沉积的E20岩芯进行了高分辨率的颜色和元素扫描分析，通过AMS14C测年确定硅藻席沉积的年代区间，结合岩芯沉积物的组成特征及变化，讨论沉积环境演变以及硅藻勃发的成因，为西太平洋低纬度海区末次冰期以来古气候和环境变化研究提供参考。

1 区域背景

西太平洋马里亚纳俯冲带具有典型的“沟-弧-盆”体系，由太平洋板块向西俯冲到菲律宾海板块下形成，自东向西依次发育有:马里亚纳海沟、马里亚纳岛弧、马里亚纳海槽、西马里亚纳海岭和帕里西维拉盆地[10]。距今13 Ma以来，西马里亚纳海岭的火山活动逐渐停止，帕里西维拉海盆开始缓慢沉降，沉积物大多为海相自生沉积或陆源黏土[11-12]。

帕里西维拉海盆平均水深约4 800 m(图1)，底层水受地形影响呈逆时针流动[13]，来源为南极底层水(Antarctic bottom water, AABW)，流速约为0.8 m/s[14]。AABW终年水温约-0.5 ℃，盐度 34.66，沿深海底部流动，在太平洋活动范围可达 50°N，对大洋盆地的碳酸盐、硅酸盐的溶解以及锰结核的形成等过程起重要作用[15]。

图1 研究区位置(a)及E20岩芯周边海底地形图(b)Fig.1 Location of study area(a) and surrounding large scale topography of core E20(b)(海流数据修改自文献[16]。)(The current chart is adapted from reference[16].)

2 材料和测定方法

E20岩芯通过重力取样器采自于帕里西维拉海盆南端、西马里亚纳弧上，位于(12.000 167°N，140.200 575°E)，水深约4 100 m。岩芯长331 cm，存在明显岩性变化，由下至上可划分为U3、U2和U1 三个沉积单元。U3段(280～331 cm)以深海黏土为主，褐色，较致密，强粘性；U2段(10～280 cm)为黄褐色-灰黄色-灰白色相间的纹层软泥，偶见黑色纹层，质地松软，含水率较高，无气味；U1段(0～10 cm)为褐色黏土，其中混有较多硅藻和有孔虫，含水率高，呈半流动状。U2中段沉积物为硅藻席沉积，由巨型硅藻Ethmodiscusrex的碎片组成，该种适合生长在贫营养、成层化条件的次表层水体中，细胞个体极大，可以通过浮力调节从大洋跃层上升至表层进行光合作用[8]。

岩芯颜色用手持式颜色扫描仪测定，型号为Minolta CM 2600D，扫描步长为1 cm，测定参数为L*、a*和b*，分别表示亮度值、绿色到红色的色度值和蓝色到黄色的色度值[17]。L*、a*和b*可作为颜色旋回的替代性指标，反映矿物组成的变化[18]。在组成以碳酸盐和陆源黏土为主的岩芯中，L*值与碳酸盐含量有很好的相关性，有时被当作碳酸盐含量的替代性指标。

岩芯的地球化学元素含量用Itrax岩芯扫描分析仪(XRF岩芯元素扫描仪)测定。扫描电压为50 kV，扫描电流为50 mA，单点扫描时间为10 s，0～136 cm的扫描步长为5 mm，136～331 cm的扫描步长为 2 mm。实验共测得27种元素的XRF扫描值，扫描的元素信号强度单位为counts per second(cps)，选取Si、Ti、Ca、Mn、Fe、Cu、Br、Sr等8种元素进行相对含量分析。

采用AMS14C对岩芯进行测年，测定的层位、材料见表1，测定在美国Beta实验室完成，方法见文献[19]，一共测定了7个层位样品。在0～2 cm、4～6 cm、282～284 cm、300～302 cm、330～331 cm 5个 层位中挑选洁净、完整的浮游有孔虫壳体200枚左右用于AMS14C测年。选出的浮游有孔虫为混合种，以Globigerinoidessacculifer和Globigerinoidesruber为主，当两者数量不足时选其他种作补充。因U2单元(10～280 cm)几乎全为硅藻碎片，无有孔虫，故AMS14C测年材料为沉积物总有机碳，选取层位为38～40 cm和238～240 cm。年代校正通过BetaCal 3.21软件实现，有孔虫和有机碳的校正曲线分别为MARINE13和INTCAL13。

3 结果

3.1 测年结果

7个层位的AMS14C测年结果如表1所示，其中330～331 cm和300～302 cm两个层位样品的年代超出了AMS14C的检测范围，早于43 500 a B.P.，其余5个层位为连续的沉积序列，并且各层的测年精确度高，校正14C年龄的置信水平约为95.4%。测年结果表明，E20 岩芯 284 cm 以上为40 ka以来的沉积记录，即从末次冰期至全新世。

表1 西太平洋E20岩芯AMS14C测年结果Tab.1 AMS14C age of core E20 in the western Pacific

根据年代-深度计算沉积速率，E20岩芯沉积速率在1.73～17.54 cm/ka之间，其中1～5 cm(8.29～10.60 ka B.P.)沉积速率最小，约为1.73 cm/ka；5～39 cm(10.60～12.68 ka B.P.)沉积速率为 16.35 cm/ka；39～239 cm(12.68～24.08 ka B.P.)沉积速率最高，达17.54 cm/ka；239～283 cm(24.08～41.96 ka B.P.)沉积速率为2.46 cm/ka。

3.2 颜色扫描结果

岩芯的颜色扫描(图2)显示E20具有明显的颜色变化，深褐色、深灰色和黄灰色的硅质软泥交替旋回，L*、a*、b*值的变化同样证实并反映了颜色旋回变化。U1段和U3段颜色较深，L*值明显低于中段部分。UI段L*平均值为46.7%；U2段L*平均值较高，其中30～100 cm，L*平均值最高，为62.33%；U3段L*平均值为51.0%，在280～294 cm，L*值最大，达 69.23%。

a*和b*在U2段较低，在U1和U3段较高。a*/b*的比值同样在深褐色的黏土沉积层(U1和U3段)较高，一般大于0.3；在深灰色和灰黄色的硅藻沉积层(U2段)较低，一般低于0.3(图2)。

3.3 岩芯元素扫描结果

Si、Ti、Ca、Mn、Fe、Cu、Br、Sr 8种元素的垂向变化见图3，多数元素表现出了三段式的变化特征，与颜色变化相一致(图2)，也与沉积物类型从黏土—硅质软泥—黏土的变化一致。

图2 E20岩芯的岩芯照片、颜色扫描参数亮度(L*)、红绿对比度(a*)、黄蓝对比度(b*)以及a*/b*曲线Fig.2 Photo of core E20 and records of lightness(L*), red-green chromaticity(a*), yellow-blue chromaticity(b*) and a*/b* from core E20

图3 E20岩芯中元素Si、Mn、Cu、Br、Ca、Fe、Ti、K扫描强度变化Fig.3 The variation of elements Si, Mn, Cu, Br, Ca, Fe, Ti, K in core E20

Ti、Fe、K、Cu元素的扫描强度具有相同的变化趋势：U3段最高，U1段其次，U2段较低。Ti在U3段的元素扫描强度平均值为630 cps，在U2段均值下降为59 cps，在U1段上升为261 cps。Fe在U3段均值达44 000 cps；在U2段下降，均值为 4 200 cps；在U1段均值上升为20 000 cps。K在U3段均值为 670 cps。在U2段为123 cps，在U1段增加到 277 cps。Cu元素扫描强度从下至上也表现为先下降后上升的变化趋势。

Si元素的扫描强度为U1和U3段较低，U2段最高，与硅藻席沉积现象相符。Si元素的变化可以分成5段来看；U3段Si元素的扫描强度在150～240 cps之间，呈先上升后下降变化。U2 段230～280 cm处元素扫描强度较高，在300～450 cps之间波动；130～230 cm和20～130 cm 段，元素强度分别为290～380 cps 和210～320 cps。从U2的上段至U1段(0～20 cm)，Si元素的扫描强度呈下降趋势。

Ca元素的扫描强度在U3段最高，均值达11 000 cps；在U2段急剧下降，均值为1 300 cps；在U1段上升，均值至6 000 cps。在E20岩芯中 Ca元素的变化与Si元素呈明显的负相关，与镜检的有孔虫出现率一致。在U3-3段(328～331 cm)，Ca元素扫描强度高，镜检发现有孔虫存在；在U3-2段(294～328 cm)，Ca元素扫描强度较低，镜检发现仅有少量有孔虫，且碎壳率较高；而在U3-1段(280～294 cm)，Ca元素的扫描强度非常高，镜检发现较多有孔虫存在，并且碎壳率较低。

Mn元素扫描强度在U2段的多个层位接近于0，均值仅为37 cps；而在U3和U1段扫描强度则突然增大,其中U3段的均值为2 600 cps，U1段的均值为 1 569 cps。

Br元素含量可能与沉积物含水率、质地相关，在含水率低，质地致密的U3段扫描强度较低，均值仅为724 cps；而在含水率高、相对松软的U2段，扫描强度较高，均值可达1 385 cps。

4 讨论

4.1 硅藻席沉积的年代

确定硅藻席出现之前的沉积物年代是限定硅藻勃发开始时间的关键点。根据有孔虫AMS14C校正测年结果，紧挨硅藻席沉积的282～284 cm层位，大约形成于41.96 ka B.P.，即氧同位素3期(MIS3)，与翟滨[9]认为硅藻勃发于28.6 ka B.P.的结论相差较大。测年结果的差异可能与该阶段沉积速率低有关，在测年层位(282 cm)和硅藻勃发层位(280 cm)之间的2 cm样品的沉积时间跨度较大，也可能在280 cm 左右存在沉积间断，因而282～284 cm层位的测年不能作为硅藻勃发开始的直接证据。

238～240 cm和38～40 cm层位都是硅质软泥，使用有机碳测年，校正年龄分别为24.08 ka B.P.和12.68 ka B.P.,根据沉积速率17.54 cm·ka-1计算硅藻勃发的开始时间(280 cm层)为26.4 ka B.P.，与翟滨[9]认为的硅藻勃发时间接近。已发现存在硅藻席的热带西太平洋岩芯，其测年一般基于全样有机质[7-9]，而研究发现现代细菌在沉积物中的活动可能干扰样品年代测定的准确性，因此，基于沉积有机质测得的年代还需要谨慎使用[6]。

38～40 cm层位沉积物的14C校正年龄为12.68 ka B.P.，这一年龄相比翟滨[9]测得的硅藻席最近的沉积时间(16 ka B.P.)还要晚近3 ka。而E20岩芯在10～38 cm仍为硅质软泥，表明在12.68 ka B.P.之后硅藻勃发仍在发生。根据5～39 cm 层位(10.60～12.68 ka B.P.)沉积速率为 16.35 cm/ka，推断硅藻勃发结束时间点(10 cm层)约为10.9 ka B.P.。

综上所述，西太平洋低纬度地区硅藻勃发可能开始于28.6 ka B.P.，结束于10.9 ka B.P.，即从末次盛冰期开始至早全新世结束。E20岩芯4～6 cm(10.6 ka B.P.)处黏土中仍混有大量硅藻席沉积，证明了热带低纬度的硅藻勃发很可能延续到了早全新世。同时，虽然在0～10 cm黏土中仍然夹杂出现大量硅藻碎片，但沉积物类型从硅质软泥变成了硅质黏土，表明全新世时硅藻勃发已近尾声。BROECKER et al[20]在印度洋低纬度海区(9°S，90°E)岩芯的研究中也有类似发现，硅藻席沉积的时间跨度为11.0～30.0 ka B.P.。

4.2 末次冰期以来E20岩芯所在海域沉积环境变化

E20岩芯记录了50 000 a左右的历史，XRF扫描曲线和颜色反射率曲线反映了末次冰期西太平洋低纬度海域的沉积物类型和沉积环境的变化(图4)。钙质生物浮游有孔虫是现代大洋底碳酸盐沉积的主要来源，已有研究发现碳酸盐含量的变化与有孔虫碎壳率指数总体呈现相似性[21-22]。在含有孔虫的沉积物中，Ca元素主要来源于有孔虫壳体的CaCO3，故可将Ca元素作为碳酸盐旋回的替代性指标。Si元素可以用作判断硅藻生产力甚至整个海洋初级生产力的指标[23]。

U3段为黏土，沉积物形成于MIS3阶段，Ca元素含量剧烈变化，表明这一时期碳酸盐变化剧烈，亮度值L*的波动也证明了这一点。U3段可细分为U3-1段(280～294 cm)、U3-2段(294～328 cm)和U3-3段(328～331 cm)。GROETSCH et al24]研究显示现代赤道太平洋碳酸盐补偿深度(Carbonate Compensation Depth,CCD)约为 4 400 m，E20岩芯处水深 4 100 m，沉积物中出现有孔虫，但部分有孔虫已经发生溶解。由于E20岩芯处水深与现代CCD相近，同时U3段中有孔虫丰度的增加伴随碎壳率减小，推测U3段Ca元素含量的剧烈波动可能与冰期至间冰期该区域碳酸盐溶解作用变化相关[25]。已有的研究表明西太平洋低纬边缘海的碳酸盐旋回在溶跃层上、下均表现为冰期时溶解作用弱，碳酸盐保存较好[26]。测年结果显示U3-1段属于MIS3b冷阶段[27]，碳酸盐含量较高，表现为亮度值L*极高，有孔虫和Ca含量较高；而U3-2段很可能是MIS3早期(3c阶段)，碳酸盐溶解作用强，表现为亮度值L*偏低。

图4 E20岩芯部分元素、颜色扫描曲线图以及岩性地层划分Fig.4 The variation of partial elements, sediment color in core E20, core photo and the lithologic division

U2段为硅藻席沉积期(10.9～28.6 ka B.P.)，由于末次盛冰期时东亚冬季风加强，西太平洋营养盐跃层变浅，硅藻生产力显著增高[8,21]。巨型硅藻大量繁殖并沉积形成硅藻席，在39～239 cm层位(12.68～24.08 ka B.P.)沉积速率达17.54 cm/ka，远远大于黏土沉积期。由于硅质生物沉积的剧烈增加导致黏土和钙质沉积相对含量急剧减小，Si元素与Ca元素及亲碎屑元素Ti、Fe、K、Cu等呈现反向变化。这一阶段，Mn元素含量低，表明沉积环境偏还原性。Mn通常随氧化还原条件而变化，是探讨底层水氧化还原状态变化的有效示踪剂[28]。研究表明南极底层水(AABW)流经区底层易形成氧化环境，其活动强度随全球气候的冰期-间冰期变化[29]。然而众多西太平洋的岩芯显示在硅藻席沉积阶段，沉积环境偏还原性[30-31]，与本文的结果一致。

U1段为黏土沉积，含较多有孔虫和硅藻，测年显示为全新世早期。这一时期全球普遍升温，东亚冬季风减弱，西太平洋上层水体形成稳定的、较厚的营养盐跃层，阻碍营养盐补给，不利于硅藻的勃发[32]，此时岩芯表现为Si元素含量下降。E20岩芯中沉积物中不再以硅藻沉积为主，远洋黏土再次构成沉积物中重要组分，因此Ti、Fe、K、Cu等亲碎屑元素相对含量上升。

4.3 E20岩芯硅藻席的形成和保存

硅藻勃发的原因还存在不少争论，抑制和促进硅藻生长的营养元素和物质来源是其中研究的热点。BRZEZINSKI[33]认为太平洋低纬度地区硅藻勃发与南大洋的“硅溢漏”作用有关，南极中层水(AAIW)北扩，海水相对上涌带来丰富的硅酸盐，促进了硅藻勃发。也有研究认为风尘提供的丰富铁和硅可以促进远洋硅藻的勃发[34-35]，如GINGELE et al[36]发现在硅藻席形成的末次冰期时，加强的东亚季风带来了丰富的风尘。熊志方[8]通过硅同位素研究发现东菲律宾海帕里西维拉海盆的硅藻席与冰期东亚季风增强、亚洲大陆风尘输入增加有关，风尘铁的刺激导致Ethmodiscusrex的勃发，死亡的硅藻骸体沉降形成了硅藻软泥沉积。E20岩芯中代表风尘来源的黏土矿物含量较高(未发表数据)，推测末次冰期时风尘输入的增加，导致了研究区硅藻的勃发。

地形和洋流对硅藻席分布有重要影响[37]，底流的冲刷使硅藻席更容易沉积在盆地中地势较低的凹槽处[38]。E20岩芯位于深海盆地边缘(图1)，其周边山体环绕，形成了海底洼地，有利于硅藻保存，测年结果表明该岩芯经历了较为稳定的沉积过程。

综上所述，E20岩芯所在海域的硅藻席沉积可能是在末次盛冰期的气候背景下，风尘输入增加等导致的上层海洋营养条件改善以及海底地形和水动力共同作用的结果。

5 结论

采自西马里亚纳弧的E20岩芯，自下而上是深海黏土—硅质软泥—硅质黏土的沉积顺序，含近2.5 m的硅藻席沉积，可以划分为3个沉积单元，记录了末次冰期以来的环境变化。通过分析E20岩芯有孔虫AMS14C的测年结果和硅藻席层有机质测年结果，推测西太平洋低纬度海域硅藻席的勃发时间在10.9～28.6 ka B.P.之间。

U3段代表MIS3阶段沉积，Ca元素和L*值高，表明碳酸盐含量高，很可能与该时期深海碳酸盐溶解作用的波动有关。U2段代表末次盛冰期沉积，出现硅藻席勃发现象，Si元素含量增加，Ca元素含量降低，Mn元素含量低，整体偏还原性，可能因为硅藻席大量繁殖，消耗了海水中的溶解氧。U1段代表早全新世沉积，由于冬季风减弱，初级生产力降低， Si含量下降，Ca含量上升，沉积物逐渐变回黏土。

末次冰期风尘输入量的增加可能是热带西太平洋贫营养海区硅藻勃发的主要原因。地形对于硅藻席的保存也可能具有重要影响，E20岩芯位于岛弧附近，所在的围陷地形有利于硅藻席的保存。

致谢感谢“向阳红10”科考船全体工作人员为样品采集提供的帮助，感谢审稿老师对本文的指导和建议。