海洋科学  2025, Vol. 49 Issue (10): 26-38   PDF    
http://dx.doi.org/10.11759/hykx20240422002

文章信息

李小然, 于兆杰, 李鑫雨, 唐小洁, 宋泽华, 康晓莹, COLIN Christophe, 万世明. 2025.
LI Xiaoran, YU Zhaojie, LI Xinyu, TANG Xiaojie, SONG Zehua, KANG Xiaoying, COLIN Christophe, WAN Shiming. 2025.
40 ka以来苏拉威西海沉积粒度记录
Record of the grain size of Sulawesi Sea sedimentation since 40 ka
海洋科学, 49(10): 26-38
Marine Sciences, 49(10): 26-38.
http://dx.doi.org/10.11759/hykx20240422002

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收稿日期：2024-04-22
修回日期：2025-01-01
引用本文
李小然, 于兆杰, 李鑫雨, 唐小洁, 宋泽华, 康晓莹, COLIN Christophe, 万世明. 2025. 40 ka以来苏拉威西海沉积粒度记录[J]. 海洋科学, 49(10): 26-38.
LI Xiaoran, YU Zhaojie, LI Xinyu, TANG Xiaojie, SONG Zehua, KANG Xiaoying, COLIN Christophe, WAN Shiming. 2025. Record of the grain size of Sulawesi Sea sedimentation since 40 ka[J]. Marine Sciences, 49(10): 26-38.
40 ka以来苏拉威西海沉积粒度记录
李小然1,2, 于兆杰1,2, 李鑫雨2, 唐小洁3, 宋泽华2, 康晓莹2, COLIN Christophe3, 万世明2     
1. 山东科技大学地球科学与工程学院, 山东 青岛 266590;
2. 中国科学院海洋研究所 中国科学院海洋地质与环境重点实验室, 山东 青岛 266071;
3. 巴黎萨克雷大学地球科学学院, 法国 91405
收稿日期：2024-04-22；修回日期：2025-01-01
基金项目：国家自然科学基金项目(42376055, W2421051); 中国科学院(B类)战略性先导科技专项项目(XDB42000000); 山东省优秀青年基金项目(ZR2022YQ33)
作者简介：李小然(1997—), 河北邢台人, 硕士研究生, 主要从事海洋沉积与古环境研究, E-mail: 1005784520@qq.com.
通信作者：于兆杰(1988—), 通信作者, 山东青岛人, 研究员, 主要从事海洋沉积与古环境研究, E-mail: yuzhaojie@qdio.ac.cn.
摘要：印度洋–太平洋暖池是全球海–气、海–陆相互影响最活跃的区域之一, 是全球重要的物质和能量交换场所。印度尼西亚贯穿流是低纬度地区连接太平洋和印度洋的主要通道, 在全球气候变化中扮演着重要的角色。前人使用海洋自生碳酸盐组分的δ18O、δ13C以及陆源组分的元素比值等指标开展了大量有关印度尼西亚贯穿流强度以及水体物理性质等的重建研究, 取得了丰富的成果。但是, 目前对印度尼西亚贯穿流的认识仍局限于上层海水, 对中深层洋流的了解仍然甚少。本文测试了加里曼丹岛东北部海岸外MD98-2178钻孔的40 ka以来446个沉积物样品的粒度组成, 并利用端元模拟算法进行分析。结果显示, 两端元模型可代表粒度90%的变化; 40 ka以来岩芯细端元EM1和粗端元EM2的比值记录(EM1/EM2)与指示底层洋流流速变化的分选粒度记录表现出一致的变化。进一步将粗端元EM2和分选粒度记录与格陵兰冰芯δ18O、南极Maud冰芯δ18O、当地降水、海平面变化等记录进行对比, 提出研究区粒度端元变化主要受到局部洋流强度变化的影响, 而非物源区降水主导的风化剥蚀过程。
关键词：粒度    苏拉威西海    端元模拟    印度尼西亚贯穿流    
Record of the grain size of Sulawesi Sea sedimentation since 40 ka
LI Xiaoran1,2, YU Zhaojie1,2, LI Xinyu2, TANG Xiaojie3, SONG Zehua2, KANG Xiaoying2, COLIN Christophe3, WAN Shiming2     
1. College of Earth Science and Engineering, Shandong University of Science and Technology, Qingdao 266590, China;
2. Key Laboratory of Marine Geology and Environment, Institute of Oceanology, Chinese Academy of Sciences, Qingdao 266071, China;
3. Faculty of Earth Sciences, Université Paris-Saclay, Paris 91405, France
Received: Apr. 22, 2024
Foundation: National Natural Science Foundation of China, Nos. 42376055, W2421051; Strategic Priority Research Program of Chinese Academy of Sciences No. XDB42000000; Natural Science Foundation of Shandong No. ZR2022YQ33
Abstract: The Indo-Pacific Warm Pool is among the most active regions for ocean–atmosphere and ocean–land interactions globally, serving as a crucial site for global material and energy exchange. The Indonesian throughflow (ITF) serves as the primary low-altitude pathway connecting the Pacific and Indian Oceans, playing a significant role in regulating global climate change. Previous studies have used various proxies, including stable oxygen and carbon isotope ratios (δ18O and δ13C) of marine authigenic carbonates and elemental ratios of terrigenous components, to reconstruct ITF strength and water-mass properties, yielding substantial results. However, the current understanding of the ITF remains largely confined to the upper ocean layer, with limited knowledge of intermediate- and deep-ocean currents. To bridge this gap, this study analyzed the grain size compositions of 446 sediment samples from core MD98-2178, located off the northeastern coast of Borneo, spanning the last 40 ka. End-member (EM) modeling algorithms were applied to the grain size data to decompose the sedimentary components. The results show that a two-EM model accounts for 90% of grain size variability. Over the past 40 ka, the fine EM (EM1) to coarse EM (EM2) ratio (EM1/EM2) has exhibited consistent variation with the sortable silt (SS) record, reflecting fluctuations in deep bottom current velocity. Further comparison of the EM2 and SS grain size records with δ18O data from the Greenland and Antarctic (Maud) ice cores, alongside local precipitation and sea-level changes, suggests that the grain size EM variations in the study area are mainly driven by changes in the local current intensity and not by precipitation-driven weathering and denudation in the source region.
Key words: grain size    Sulawesi Sea    end-member modeling    Indonesian throughflow    

印度洋–太平洋暖池(Indo–Pacific Warm Pool)是纬向沃克环流(Walker Circulation)与经向哈得来环流(Hadley Cell)的上升支所在, 也是全球海洋能量最集中的地区, 在调节现代全球气候中发挥着极为重要的作用[1-3]。印度洋–太平洋暖池的变化对亚洲和太平洋、乃至全球的气候变化都有深远的影响。海洋沉积物记录了大量的海洋环境变化信息[4-5]。因此, 可以通过分析海洋沉积记录来重建过去印度洋–太平洋暖池的演变规律, 这对于揭示全球气候变化具有重要研究意义。

前人研究发现, 热带辐合带(Intertropical Convergence Zone)[6]、厄尔尼诺–南方涛动(El Niño–Southern Oscillation)[7]和季风系统[8]均对印度洋–太平洋暖池区的各个区域的古气候和古环境演化产生了重要的影响。具体来说, 在苏门答腊中部, 洞穴石笋的文石–方解石δ18O测量重建了16 ka以来西太平洋暖池西部的降水记录, 发现北大西洋淡水强迫会引起热带辐合带向南移动以及季风水汽输送路径的变化[6]。在西太平洋暖池的北部边缘, MD06-3052岩芯150 ka以来δ18O记录分析发现在末次间冰期, 表层和次表层的温度差值反映的温跃层由浅至深的过程与黑潮源区的记录一致, 推测是厄尔尼诺–南方涛动通过北赤道流的分叉点的南北位移控制了黑潮的强弱[9]。在西太平洋暖池核心区, Ontong Java海台KX97322–4岩芯过去360 ka浮游有孔虫的定量统计和Mg/Ca比值古温度分析揭示了次表层水温对表层水温变化有促进作用, 推测长时间尺度西太平洋暖池演化与类厄尔尼诺–南方涛动过程相关[10]。在南海西南巽他陆坡, CG2岩芯浮游有孔虫壳体的Mg/Ca和δ18O重建的末次冰盛期以来该地区表层海水盐度和温度记录表明热带辐合带的纬向移动及其相关的东亚季风异常影响了热带西太平洋海区的上层海水环境[11]。然而, 尽管前人的工作已经揭示了高低纬度、多种驱动因子在影响暖池区古气候和古环境演化中扮演的重要作用, 但是末次冰消期以来印太交汇区古洋流的演化及其对气候环境的指示仍不清楚。

印度尼西亚贯穿流(Indonesian Throughflow)是印度洋–太平洋暖池区最著名的上层海流之一(图 1)。东印度洋和西太平洋之间的风场模式差异导致了印度尼西亚岛弧两侧海平面高度不同, 形成了从西太平洋流入东印度洋的印度尼西亚贯穿流[12]。前人使用海洋自生碳酸盐组分的δ18O、δ13C、元素比值等指标开展了大量有关印度尼西亚贯穿流强度、水体物理性质等研究, 取得了丰富的成果[2, 13-15]。但是, 前人的研究大多集中于1 000 m以上的印度尼西亚贯穿流演化, 超过1 000 m的中深层水团是否受印度尼西亚贯穿流的影响及何种影响, 仍了解甚少[16-18]。这种认识的缺乏不仅体现在现代观测方面[19-21], 底层流强度变化的地质记录也鲜见发表。

图 1 研究区洋流分布[15] Fig. 1 Ocean current distribution in the study area[15] 注: 基于标准地图服务网站http://bzdt.ch.mnr.gov.cn审图号: GS(2016)2937号的地图制作, 底图无修改
图选项

古环境的研究对全球气候变化的理解和预测具有重要意义, 而海洋沉积物是研究古海洋环境变化的重要载体[22-24]。粒度是沉积物最基本的物理特征之一, 包含了沉积物的沉积环境、物质来源、动力条件等信息, 可以用于物源特征与环境演变研究[25-28]。多种因素共同影响沉积物的粒度分布[29], 基于主成分分析、单形最优估计和最小二乘法等数学方法的粒度端元分析模型可以将复杂的沉积物粒度数据分解成由特定动力机制分选的多个端元, 从而可以更加准确地分析单一动力组分所反映的环境信息[30-32]。海洋沉积物的粒度指标已经在北大西洋[33]、北太平洋[34]、阿拉伯海[35-36]、东海[37-38]和南海[39-40]等区域的古气候和古环境研究中被广泛应用。在印度洋–太平洋交汇区东侧, MD06-3067岩芯的分选粒度(sortable silt)和平均粒度研究发现[41], 虽然该岩芯沉积物主要来自北半球, 但是此处的底层洋流流速变化主要受到南半球信号的控制[41]。在古海洋研究中, 常使用钙质生物壳体(如有孔虫)的C和Nd同位素追踪过去洋流的混合[42-43], 但是洋流流速的反演一直是难点。MD06-3067岩芯的分选粒度和平均粒度研究也表明粒度指标在该地区有潜力作为珍贵的底层洋流流速变化的指标[41]。然而, 目前该地区高分辨率的粒度记录仍然非常稀少, 亟须开展研究。

针对这一问题, 本文使用了位于苏拉威西海的MD98-2178岩芯40 ka以来的沉积物粒度数据, 利用端元模拟分析粒度端元组成, 通过与附近其他气候记录进行对比分析, 探讨了该岩芯的沉积物粒度分布特征及其控制因素。

1 研究区域 1.1 地质背景

研究区所处的印度洋–太平洋暖池区拥有较高的表层海水温度和充足的降水, 属于典型的热带气候[44-45]。该地区受到热带辐合带、厄尔尼诺–南方涛动和季风系统等众多气候系统的共同影响[46-47]。黑潮、北赤道流和印度尼西亚贯穿流等洋流也会对研究区气候变化造成显著影响。研究站位位于望加锡海峡的入口处。望加锡海峡呈北东–南西走向, 是连接印度洋和太平洋的主要通道, 西部边界是一个宽而浅的陆架(水深约200 m), 东部边界是一个窄而浅的陆架。冰期时海平面大幅下降(–120 m), 大量陆架暴露, 可能会影响望加锡海峡内的洋流[2]。

太平洋水团可通过南北两条路径进入印尼海(图 1)。在北部路径上, 北太平洋水团经棉兰老岛和新几内亚岛之间进入苏拉威西海。在南部路径上, 到达苏拉威西海的水团通过望加锡海峡进入班达海和东印度洋[15, 48], 对研究区产生主要影响; 同时另外一支主要为来自南太平洋的上层水团同样属于南部路径, 但该水团印度尼西亚贯穿流的贡献微弱, 且距本文的研究区位置较远。

同时, 北赤道暖流向南的分支形成苏拉威西海区的表层洋流, 其从民都洛岛以南的太平洋流入, 在苏拉威西海形成涡流(图 1)。一部分洋流向南进入望加锡海峡, 形成印度尼西亚贯穿流, 占据了其70%的净流量[49]。该涡流直径约400 km, 深度影响至水下1 000 m, 并于苏拉威西海东西部形成两个小型逆时针涡流[50]。

南海穿越流(South China Sea Throughflow)分东、西两部分(图 1), 东部分支经民都洛海峡和巴拉巴克进入苏禄海, 而后由锡布图海峡进入苏拉威西海, 并与北赤道暖流的分支混合, 共同流入望加锡海峡, 对本文的研究区产生一定的影响; 西支经卡里马塔海峡进入爪哇海, 再由望加锡海峡进入班达海[51]。

虽然望加锡海峡内水流的流量和流速结构同样受到南海穿越流的影响[52], 但是由于研究区附近南海穿越流的流量相对于印度尼西亚贯穿流流量较弱, 因此本文不考虑南海穿越流的影响。

1.2 现代气候背景

MD98-2178钻孔位于苏拉威西海西部, 其所在的印太交汇区属于西太平洋暖池, 降水受到多重因素的叠加影响, 主要与热带辐合带的南北移动相关[53]。在6月至8月的北半球夏季, 东南风占主导地位, 研究区降水量大约为50 mm/月, 而此时热带辐合带的位置较为靠北。在12月至2月的北半球冬季, 东北风占主导地位, 热带辐合带向南移动, 研究区的降水量增加到约为300 mm/月。

2 材料与方法 2.1 站位信息

本次研究采用国际海洋全球变化研究(International Marine Global Change Study, IMAGES)第Ⅳ航次R/V Marion Dufresne在加里曼丹岛东北岸外钻取的MD98- 2178钻孔(3.62°N, 118.70°E, 水深1 984 m)。该钻孔长39 m, 主要为棕黄色海相有孔虫软泥, 沉积物岩性以黏土质粉砂与砂质粉砂为主(图 2), 全新世以前偶见少量砂质沉积, 在全新世以后砂质沉积普遍出现。本次研究取样长度为19 m, 其年龄模式基于15个AMS 14C测年[48]。本研究利用Bacon软件[54]和最新校准曲线Marine20[55]将14C测年结果转换成日历年, 选择400 a为14C储库年龄[56-57], 研究样品覆盖过去0~40 ka。

图 2 MD98-2178岩芯粒度组成 Fig. 2 Grain size composition of core MD98-2178
图选项

表 1 MD98-2178岩芯AMS 14C年龄[56, 57] Tab. 1 Accelerator mass spectrometry (AMS)-based carbon-14 (14C) age of core MD98-2178[56, 57]
深度/cm AMS14C年龄/(a BP) 日历年龄/(a BP) 沉积速率/(cm ka–1)
6 2 210±40 1 738±53 86.3
132 3 400±30 3 197±51 86.3
230 4 665±30 4 839±14 59.7
381 5 965±35 6 339±37 100.7
441 7 470±40 7 908±40 38.2
592 8 745±50 9 377±71 102.8
701 9 675±55 10 464±87 100.3
741 10 370±55 11 385±118 43.4
881 11 885±60 13 345±79 71.4
981 13 040±70 14 718±122 72.8
1 021 14 580±80 16 615±159 21.1
1 291 18 470±120 21 472±205 55.6
1 540 22 340+190/–180 26 396±243 50.6
1 790 34 470+850/–770 39 438±843 19.2
1 900 3 7600+1 290/–1 110 42 297±1 142 19.2
表选项
2.2 粒度测试

本次研究共取样446个, 取样间隔为4 cm。粒度测试前对沉积物样品进行预处理以去除其中的有机质和碳酸盐。首先, 称取约1 cm3的沉积物样品于干净的离心瓶中, 分3次加入30 mL质量分数为15%的H2O2以除去其中的有机质, 60 ℃水浴加热直至滴加几滴H2O2不再反应为止。再分3次放入50 mL浓度为20%的醋酸, 60 ℃水浴加热以去除无机碳酸盐。加入去离子水静置1 d, 直至上层溶液澄清, 使用吸管去除上清液之后再加水静置1 d。如此反复, 直至发现沉积物难以沉降为止。然后使用搅拌器搅拌溶液1~2 min使溶液混合均匀。使用吸管每次从同样深度吸取7 mL左右溶液放入10 mL离心管中, 保存备用。

样品陆源碎屑组分的粒度分析使用中国科学院海洋研究所的Cilas 1190 L激光粒度仪, 分析范围为0.04到2 500 μm。仪器测量重复性和再现性的相对标准偏差分别为0.5%和 < 2%。

2.3 端元模拟

为了揭示MD98-2178岩芯不同端元的粒度分布及其相对含量随时间的变化, 我们对446个样品进行了端元分析(end–member analysis, EMA)。基本思路是通过端元分析分解和量化每个端元的粒度分布和它们的比例随时间的变化[31]。端元分析可以通过协方差结构来描述粒度数据序列的方差, 从而将粒度分布数据分类为几个具有地质意义的端元, 端元的数量随方差值的变化而变化[35, 58]。每个端元及其变化都与以下因素有关: (1)来自不同输运机制或/和不同来源的沉积物的混合物; (2)从源到汇过程中影响粒度分布的选择性机制[35, 58-59]。端元分析已被广泛应用于古环境与古气候领域[35, 59-67]。在本研究中, 我们为了量化每个端元的含量及粒度分布随时间的变化, 使用了已经在海洋沉积物粒度研究中被广泛使用的算法[31]对粒度数据进行端元模拟[67-68]。

3 结果

MD98-2178岩芯446个样品端元分析的拟合优度统计计算结果表明, 能够近似模拟整个数据90%以上变化要求的最小端元数为2[图 3(a)]。端元1(EM1)的峰值为7 μm, 其相对含量范围为0~100%, 平均值为66%; 端元2(EM2)的峰值为30 μm, 其相对含量范围为0~100%, 平均值为34%(图 3和4)。

图 3 MD98-2178岩芯沉积物粒度端元模拟结果 Fig. 3 Results of grain size end-member analysis of core MD98-2178 注: 端元相关性, 即各个端元之间的相关性, 其值越小表明各端元之间相关性越低, 指示意义区别越大。样品盒/须, 即箱型图, 用于反映原始数据分布的特征, 由数据集的最大值、最小值、中位数、上下四分位数及一个异常值构成。
图选项

图 4 MD98-2178岩芯沉积物粒度端元与相关指标对比 Fig. 4 Comparison of grain size end members of core MD98-2178 and related proxies 注: (a)EM1相对含量(本研究), 粉色曲线为11点滑动平均; (b)EM2相对含量(本研究), 绿色曲线为11点滑动平均; (c)EM1/EM2比值(本研究), 黄色曲线为11点滑动平均; (d)MD98-2178岩芯浮游有孔虫G.ruber δ18O[48]; (e)格陵兰冰芯δ18O[69]
图选项

40 ka以来MD98-2178岩芯EM2端元百分含量整体呈现上升的趋势。具体来说, 在海因里希事件4期(Heinrich Stadial-4, 简称HS4)阶段呈下降趋势, 直到36.5 ka, 在36.5到32.5 ka, 相对平缓, 无较大的波动, 在32.5到30 ka处可见明显峰值, 而后迅速下降; 在海因里希事件3期(Heinrich Stadial–3, 简称HS3)阶段出现低值, 而后上升; 在海因里希事件2期(Heinrich Stadial–2, 简称HS2)阶段呈上升趋势, 在27到25 ka处可见较小峰值, 在25到22 ka阶段出现较大峰值, 在暖期可见较小峰值; 在海因里希事件1期(Heinrich Stadial–1, 简称HS1)阶段, 可见明显峰值, 在暖期含量继续上升, 达到最高值后, 而后下降, 于13 ka出现最低值; 在新仙女木事件(Younger Dryas, 简称YD事件)阶段持续上升, 冰期结束后其含量略有增加, 出现峰值, 继而发展趋于平缓, 在晚全新世阶段再次出现峰值。EM1端元百分含量与EM2端元百分含量的变化趋势正好相反。

4 讨论 4.1 MD98-2178钻孔沉积物物源

MD98-2178钻孔位于印度尼西亚贯穿流的入口处, 所处区域的陆架较宽[70], 为近海大陆架, 坡度较小, 地形较为平坦, 有利于洋流携带的沉积物沉积。其附近岛屿较多, 在高温多雨的气候条件下, 沉积物通量较大。附近岛屿的沉积物主要受到印度尼西亚贯穿流[71-74]搬运的影响。

研究区所处的苏拉威西海被加里曼丹岛、吕宋、苏拉威西等岛屿包围, 且均属于热带季风性气候, 位于赤道附近, 终年炎热, 降水量大, 生物活动力强, 沉积物风化剥蚀效率高[75-77]。加里曼丹岛位于研究区西部, 距研究区最近, 加里曼丹岛北部为高山地貌特征, 与站位存在的巨大的地形落差, 可以为研究区提供较多陆源沉积物。吕宋岛地处印度尼西亚贯穿流的上游, 虽然地形相对平坦, 但是菲律宾发育大量的玄武岩, 在高温多雨的热带环境中剥蚀速率很快, 由吕宋岛入海的巨量泥沙可以随印度尼西亚贯穿流搬运到研究区附近沉积。苏拉威西岛的情况与吕宋岛类似[75], 降水可以将大量的泥沙排泄到研究区所处的苏拉威西海中。苏拉威西海为一个近乎封闭的海域, 沉积物主要通过印度尼西亚贯穿流搬运而来, 进而受到底层流的影响[71-74](图 1)。

我们搜集了有关苏拉威西陆源物质沉积物来源的研究, 发现此类研究非常少, 几乎没有有关陆源碎屑沉积物Sr–Nd同位素或者黏土矿物等物源相关指标的发表。但根据前人有限的研究结果[13, 15, 48, 57], 推测这些物源物质主要来自于洋流搬运的附近岛屿沉积物(图 1), 主要根据如下: 苏拉威西海岩芯的沉积速率非常快, 如MD98-2178岩芯的沉积速率为47.5 cm/ka, 且岩芯距周边岛屿较近, 如距加里曼丹岛80 km, 如此高沉积速率的沉积物不会长距离的从其他岛屿搬运而来。下文中, 我们将注重讨论沉积物的搬运机制。

4.2 沉积物搬运机制

MD98-2178钻孔位于太平洋边缘海, 沉积物的来源主要为陆源碎屑; 沉积动力及搬运介质复杂, 可能包括表层洋流、底流和浊流以及粉尘等的搬运。粉砂粒级沉积物(< 63 μm)可以记录沉积过程中水动力搬运情况[78]。泥沙侵蚀[79-81]、沉积和团聚体破碎动力学表明, 粒度在10 μm以下的细粒泥沙以黏结性为主; 粒度在10 μm以上的泥沙为非黏结性, 并通过水动力过程进行粒度分选[78]。因此, 前人将10~63 μm的粒级组分定义为“分选粒度”[78], 其组分平均大小的变化可以反映深海沉积物被洋流重新分选的程度, 并被广泛用作海底洋流强度的指标[41, 82-85]。同时, 一些古地磁指标, 如磁化率的各向异性等指标对洋流的方向也有很好的指示意义, 并得到广泛应用[86-88]。但是, 很遗憾, MD98-2178岩芯并没有测试古地磁相关数据。在本实验中, 我们提取了MD98-2178岩芯沉积物10~63 μm的平均粒径, 指示研究区附近底层洋流的搬运强度[85], 可见分选粒度曲线与EM2非常相似[图 5(c)、(d)]。端元模拟和分选粒度是完全独立的两种不同粒度处理方法, 二者几乎一致的结果证明粒度数据中确实存在此变化, 这也说明研究站位EM2端元百分含量变化主要受底层洋流流速的影响。

图 5 MD98-2178岩芯沉积物粒度端元与相关古海洋古气候指标对比 Fig. 5 Comparison of grain size end members of core MD98-2178 with paleoceanographic and paleoclimatic proxies 注: (a)相对海平面高度[101]; (b)南极Maud冰芯δ18O记录[102]; (c)分选粒度(本研究), 红色曲线为11点滑动平均; (d)EM2相对含量(本研究), 绿色曲线为11点滑动平均; (e)EM1相对含量(本研究), 橙色曲线为11点滑动平均; (f)红色曲线为印度洋–太平洋暖池区平均海面温度[97]; 紫色曲线为MD98-2178岩芯海面温度[13]; (g)加里曼丹岛石笋δ18O[92]; (h)格陵兰冰芯δ18O[69]
图选项

粗粒端元EM2和分选粒度具有逐渐增强的长趋势, 且在全新世明显高于末次冰盛期和冰消期(图 5)。推测可能是由于海平面在全新世升高近120 m, 导致苏拉威西海附近表层及次表层洋流变强, 进而影响底层流的流速[图 5(c)], 从而能够搬运的粗粒沉积物更多。同时, 我们注意到粗粒端元EM2和分选粒度与南极温度[图 5(b)]有一定的相似性, 具体表现为南极Maud冰芯δ18O、EM2及分选粒度均于18 ka后开始出现升高的趋势; 且表现出3个独特的高值峰, 分别为: 24~22 ka、17~14 ka、13~9 ka; 同时, 在千年时间尺度冷事件HS2、HS1、YD时期, 三者均表现出明显的上升趋势, 而北极冰芯δ18O则一直处于低谷, 没有上升趋势出现。但是由于研究区距离南极较远, 以上现象无法证明研究区受到南极温度变化的影响。这一相似性也支持了研究钻孔粒度的变化不是源区风化主控, 而是洋流活动影响[41, 89-90]。但是, 对于苏拉威西底层水来源的问题, 目前现代观测的结果较少, 不能完全检验以上猜测[91]。因此, 本文不做详细讨论。

除了长时间尺度的变化之外, 在千年时间尺度上, 粗粒端元EM2与分选粒度在HS4、HS2、HS1期间出现高值, 指示其底层洋流平均流速较强; 但是分选粒度百分含量在HS3、YD期间出现低值, 指示其底层洋流平均流速较弱。但由于研究区底层流在一定程度上受到了印度尼西亚贯穿流的影响, 因此将所得数据与其他指示印度尼西亚贯穿流强度的数据进行对比。MD98-2178岩芯21.1 ka以来浮游有孔虫表层水种壳体Mg/Ca比值及次表层有孔虫碳氧同位素研究发现在HS1、YD等变冷事件期间, 研究区附近温跃层变浅、盐度变高导致生产力上升等特征, 指示了东亚冬季风加强, 热带辐合带南移以及印度尼西亚贯穿流减弱的现象[13]。本站位南部SO217-18517站位14 ka以来的分选粒度及Zr/Rb的对数记录的研究发现在YD变冷事件期间望加锡海峡西部640 m水深处底层流流速急剧下降。以上的现象促使我们推测: 在北半球千年时间尺度冷事件发生时, 底层流流速响应南半球温度的升高而加强, 但是其响应机制还需要进一步的研究。这种千年时间尺度的粒度变化规律并不统一, 在HS3期, 流速的增强有一些提前, 而在YD期, 流速的增强有一些滞后(图 5), 这些现象有可能跟高低纬度之间信号的传递效率有关。关于南极温度变化通过南大洋复杂的动力学过程影响热带的机制, 现在已有不少研究[41, 89-90], 但是根据本文的数据无法给出更具体可靠的推论, 还需要将来进一步的研究。粗粒级端元EM2和分选粒度的变化与细粒级端元EM1是完全相反的, 此处对EM1端元变化不作重复讨论。

4.3 苏拉威西海洋流流速变化与区域环境的关系

在轨道时间尺度上, MD98-2178岩芯EM2端元和分选粒度指示的苏拉威西海底层流流速的变化与加里曼丹岛石笋δ18O重建的降水[92]和Mg/Ca比值重建的表层海水温度[13]变化各有异同。EM2端元和分选粒度曲线显示从18 ka开始升高, 直到晚全新世。这一现象与同样来自该岩芯的表层海水温度重建记录变化类似[图 5(c)、(d)、(f)][93-95]。同时, 我们也注意到南极Maud冰芯δ18O记录指示的南极温度也是从18 ka开始升高的[图 5(b)], 该现象与格陵兰冰芯δ18O记录指示的北极温度变化明显不同。格陵兰冰芯δ18O记录显示大约HS1结束的15 ka是冰消期的温度最低点[图 5(h)]。与格陵兰冰芯δ18O记录相似的是加里曼丹岛石笋δ18O记录指示的该地区降水变化也是从15 ka开始上升, 这种相似变化可能是研究区附近降水响应北极温度变化的证据[图 5(g)]。综合来看, 推断苏拉威西海底层流的流速更倾向于响应海洋过程的控制; 而加里曼丹岛的降水主要响应北极温度的变化, 可能主要通过热带辐合带等大气遥相关的控制[96]。千年时间尺度事件虽然由北极激发, 但是在南极也有明显的表现。经典的“跷跷板”理论认为, 北极激发千年时间尺度事件后, 信号向南极传递, 南北半球形成此消彼长的“跷跷板”现象, 但是在我们的数据中可以看到在千年时间尺度事件发生时, 数值增大, 这与北半球在千年时间尺度事件时的低值截然相反, 这可能是由于高低纬度信号传递的时间差造成。

以上推断也得到千年时间尺度记录变化对比支持, MD98-2178岩芯Mg/Ca比值代表的表层海水温度记录没有表现出明显的千年时间尺度变化(或者说与南极的温度变化类似的较弱千年时间尺度波动), 这一现象在该地区不是个例, 已经在整个暖池区的多个海表温度重建中被证实[96-97]。MD98-2178岩芯的表层海水温度与印太暖池区重建的表层海水温度平均值变化趋势较为平缓[图 5(f)], 与EM2及分选粒度曲线表现出的明显的千年时间尺度事件变化趋势完全不同[图 5(c)、(d)], 因此可见研究区海水表面温度并非受到北大西洋千年时间尺度气候突变事件的控制。与之相反, 多种指标重建的陆地千年时间尺度降水的变化几乎都表现出了明显的千年时间尺度波动[69, 96] [图 5(g)], 这可能是因为在千年时间尺度上, 研究区的降水过程更多的受到北大西洋气候突变控制的大气遥相关过程的影响[98-100]。我们的粒度端元EM2和分选粒度曲线都表现出明显的千年时间尺度的波动, 但是其冰消期终止的转折时间(18 ka)又与局部降水的转折时间(15 ka)不一致, 这也支持粗粒度端元的变化主要受到南极影响的洋流搬运控制, 而非降水控制的陆地风化剥蚀的推测。因此, EM2和分选粒度与表层海水温度、降水表现出的3种不同的变化趋势可以排除降水及海表温度对粗粒端元的影响。综上所述, 我们可以认定, 苏拉威西海底层流流速的变化主要受到南极温度影响的洋流搬运控制, 而非降水控制的陆地风化剥蚀限制[96]。

虽然我们发现MD98-2178岩芯沉积物粒度变化与南极Maud冰芯δ18O变化趋势相似, 但是由于研究区与南极相距极远, 内部可能经历了复杂的气候动力学变化, 我们的数据并不足以揭示其变化机制。

5 结论

本文利用端元模拟, 分析了苏拉威西海MD98- 2178岩芯的446个样品的陆源沉积物粒度数据, 并将粒度端元与格陵兰冰芯δ18O、南极Maud冰芯δ18O、海表温度、加里曼丹岛降水量和海平面变化等指标进行对比, 获得以下结论。

(1) 40 ka以来, 岩芯MD98-2178岩芯的沉积物主要来自2个粒度端元的混合, 细粒径端元EM1的峰值粒径为7 μm, 粗粒径端元EM2的峰值粒径为30 μm。粗粒级的EM2端元记录可反应钻孔附近底层流流速的变化。

(2) EM2端元百分含量与分选粒度变化趋势与海平面, 南极Maud冰芯δ18O的变化趋势相似, 推测可能是由于苏拉威西海底层流流速受到海洋过程的影响。

(3) 在千年时间尺度上, EM2端元百分含量和分选粒度与研究区降水及海水表面温度的变化趋势不同, 推测研究钻孔的粒度主要受到洋流强度变化的影响, 而物源区降水主导的风化剥蚀过程对该站沉积物粒度端元变化的影响较小。粒度数据非常明显的千年时间尺度变化也表明热带洋流演化与高纬度气候变化密切相关。

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