风尘, 即由大气环流携带的陆源碎屑物质, 是许多深海沉积物的重要组成部分(Rea, 1994)。自1846年达尔文在Beagle号考察船上观测风尘开始, 科学家对风尘颗粒搬运和深海沉积的兴趣已经有一百七十余年的历史(Rea, 2007)。据估计, 每年约有二十亿吨风尘物质从陆地被释放到大气中, 最终有约75%的风尘会沉降到附近陆地, 形成了黄土高原等特殊地形, 而其余的25%则被传输并沉积到海洋(Shao et al, 2011)。作为全球第二大风尘源区, 亚洲内陆每年向东南方向的黄土高原地区(Porter et al, 1995)、西北太平洋(Rea et al, 1988; Nagashima et al, 2007)及热带西太平洋地区(Winckler et al, 2008)提供了大量的风尘物质。其中, 每年输送到西北太平洋的粉尘达到七千万吨之多(Shao et al, 2011)。因此, 源自于亚洲内陆的风尘物质被认为在陆地和海洋沉积过程乃至全球尺度气候变化方面起着非常重要的作用(Porter et al, 1995; Jickells et al, 2005; Winckler et al, 2008; Shao et al, 2011; Xiong et al, 2013)。

这些释放到大气和沉积到海洋的粉尘颗粒会参与一系列物理、化学和生物地质过程。联合国政府间气候变化专门委员会(Intergovernmental Panel on Climate Change, IPCC)明确提出, 大气粉尘通过反射和吸收地球所接受的太阳辐射, 可直接影响大气顶层和表层的辐射通量以及大气的加热速率和稳定性, 从而是影响全球辐射平衡的重要组成部分(Forster et al, 2007)。此外, 风尘中的铁是大洋生产力的关键营养盐元素, 从而可对海洋-大气CO₂交换产生重要影响(Cassar et al, 2007)。近些年来, 越来越多的工作揭示出粉尘在大洋生物地球化学循环中的重要作用。冰期阶段中陆源风尘物质及其蕴含的铁营养元素的增多会刺激大洋高营养盐低叶绿素海区中的生物生产力, 这一生物泵效应可导致大气CO₂被转移到深海沉积物中埋藏起来从而可影响碳循环, 其贡献被估计为可降低冰期CO₂浓度约30ppmv (Falkowski et al, 1998), 这就是著名的“铁假说”(Martin, 1990)。“铁假说”自提出以来, 已经得到了大量海上实验及岩芯记录工作的证实(Jickells et al, 2005; Boyd et al, 2007; Han et al, 2011; Murray et al, 2012)。除了粉尘的物理和生物化学效应外, 粉尘本身作为来自干旱源区的产物并随后被风远程携带, 因此与气候因素密切相关, 从而粉尘沉积在古气候研究中如源区古环境和古大气环流强度/模式重建中有着重要的科学价值(Rea et al, 1998)。

相对于陆相粉尘记录, 海洋风尘沉积物的研究有许多优势。首先, 其分布广泛, 有更好的代表性和区域对比性; 其次, 海洋沉积相对陆相沉积来说, 沉积序列更为连续; 再者, 海洋沉积物在定年上有绝对优势, 有孔虫的氧同位素、²³⁰Th/²³²Th、火山灰层、微体古生物化石及古地磁等多种技术针对不同的时间尺度, 可以提供高分辨率的年代框架; 最后, 海洋岩芯还可以同时对风尘同层位样品的其他海洋自生指标如海洋初级生产率、海水pH值和碳酸根离子浓度、表层海水温度、盐度等进行综合研究, 从而提供一些风尘与大洋生物地球化学过程相互作用的关键信息, 这也是陆地风尘记录所不具备的(Muhs, 2013)。

但是, 海洋风尘沉积研究也有其自身的难点, 其中一个主要困难在于如何准确定量沉积物中风尘的比例。尤其对于边缘海沉积更是如此, 河流沉积物、火山灰甚至冰筏碎屑都可能提供物源到研究站位, 从而稀释风尘的贡献。为了避开这些干扰, 风尘研究站位常常都选取在远离大陆河流的开放大洋中的海山顶部(Rea, 1994)。尽管如此, 也无法避开火山玻璃或自生矿物的影响。通常有两种方法分离风尘组分和非风尘组分, 一种是物理分离, 另一种是数学分离(万世明等, 2004)。前者主要采用一系列前处理手段如化学溶蚀去掉自生碳酸钙、生物硅等提取出“准风尘”组分(Rea et al, 1981), 在分离完成后, 矿物颗粒就可以用来计算/测量通量(物质堆积速率=风尘含量×线性沉积速率×干容重)及粒度、矿物学和地球化学组成。这一方法被广泛应用于90年代之前的海洋风尘沉积研究工作中(Rea et al, 1998), 并被延续至今, 但现在更多发展成为物理的分离并结合Sr-Nd-Pb同位素技术定量估计风尘组分的含量(Xu et al, 2015; Shen et al, 2017)。数学分离方法则常基于激光粒度数据的数学统计方法来模拟各个潜在端元的粒度分布从而定量不同端元如风尘、河流、冰筏碎屑等的贡献。这种技术被广泛应用于大西洋(Stuut et al, 200; Stuut et al, 2004), 东地中海(Hamann et al, 2008)和中国南海(Wan et al, 2007)。该技术操作简单, 但解释的可靠性还需要其他证据谨慎检验。

海洋风尘沉积参数的古气候解释通常基于这样一种基本假设(Rea, 1994), 即风尘由高空气流长途搬运, 当距离风尘源区超过两千公里时, 风尘的粒度和成分已与大气流的能量趋于平衡而保持稳定, 因此风尘的粒度可以反映搬运风力强度的变化; 而风尘的通量则指示源区的古气候; 风尘的矿物组分则可以提供风尘源区的信息。故此, 保存在海洋沉积物中的风尘的组成、粒度和物质通量可以作为长尺度源区古环境和大气循环历史研究的代用指标。

在上述基本认识的基础上, 本文主要回顾在西太平洋风尘沉积记录研究领域取得的一些主要认识, 并重点阐述近几年来我们在西菲律宾海和日本海风尘记录研究中取得的一些新进展及简要展望未来的研究方向。

1 西太平洋的风尘沉积记录

我们对于太平洋地区风尘沉积的了解, 很大程度上来自美国密西根大学的David Rea教授和他的学生及同事数十年的开拓性工作。他们还开展了一个专门针对北太平洋风尘记录研究的大洋钻探计划(ODP)145航次(包括885/886站, 图 1)(Rea, 1994, 2007), 通过风尘通量及风尘中值粒径分别指示风尘源区干旱度和风力强度, 并将这一方法用于太平洋地区大量的岩芯研究, 成为后人学习的典范。但限于条件, 有些问题当时并没有被很好解决, 如深海硅酸盐碎屑组分中, 不仅包含风尘, 还有火山灰及少量自生矿物, 尤其在靠近岛弧的研究区, 火山灰组分含量很高, 如果把去掉碳酸盐剩下的组分都当成风尘, 会大大高估风尘的贡献。因此, 在阅读David Rea教授的论著时, 要特别注意文中的风尘通量或粒度很多实际上并非“纯风尘”, 而是硅酸盐组分(可能含风尘、火山玻璃、自生矿物等), 甚至还有难溶的硅质生物壳体。

北太平洋沉积的风尘主要来自亚洲内陆干旱地区, 为西风携带而来, 但东亚冬季风也可以携带大量风尘到西太平洋边缘海包括日本海和西菲律宾海等邻近东亚大陆的海域(图 2)(Wan et al, 2012; Xu et al, 2015; Shen et al, 2017)。亚洲粉尘源区存在的历史可追溯至二千二百万年到三千四百万年之前, 被认为与青藏高原隆起有关(Guo et al, 2002; Zheng et al, 2015)。可以恢复至中新世之前的海洋风尘堆积的长期记录主要来自于西风盛行的北太平洋的沉积物岩芯。这些记录中最长的一个代表性岩芯是LL44-GPC3 (30.3°N, 157.8°W), 该孔建立了七千万年以来的大陆干旱和风力强度记录(图 3)(Janecek et al, 1983)。粉尘通量数据显示出在渐新世和更老的时候粉尘输入很少, 而在二千四百万年左右粉尘通量增加为2倍, 伴随着晚新生代的变冷和北半球干旱, 粉尘大幅度增加。而该孔的风尘粒度显示在晚始新世变粗, 并且到现在仍然阶段性地持续增加。粉尘粒度在古新世-始新世边界的变化也见于其他北太平洋钻孔, 可能指示了当时西风环流强度的加强(Rea, 2007)。晚新生代亚洲干旱和风力强度的更详细记录来自于北太平洋ODP885/886站(44.7°N, 168.3°W), 可追溯至晚中新世一千二百万年以来(图 3)(Rea et al, 1998)。其岩芯为生物软泥, 有好的地磁反转地层记录, 相比更南部的LL44-GPC3孔有更好的年代控制。该孔显示了晚新生代气候变化的许多重要信息(Rea et al, 1998)。尤其三百六十万年以来, 粉尘通量有一个数量级的增加, 反映了青藏高原北部中亚盆地的快速变干, 被认为是青藏高原北部快速隆升的结果。但是, 来自ODP885/886站的风尘粒度信息则展示了不同于LL44-GPC3孔的另外一种情形。粒度和通量数据各自独立变化, 相关性较少。粒度数据显示出四百五十万年左右西风环流强度的加强, 这领先粉尘通量增加约一百万年, 可能指示北半球热力梯度的变化(Rea et al, 1998)。但是, 最近来自Shatsky隆起上的ODP1208站(36.13°N, 158.2°E)记录的二千五百万年以来的陆源物质通量却总体上逐渐增加(Zhang et al, 2016), 没有ODP885/886站所展示的阶段性显著增加趋势(Rea et al, 1998)。

在第四纪以来, 已有大量工作揭示了冰期-间冰期时间尺度上北太平洋风尘通量的变化。其中最具研究代表性的一个岩芯为V21-146 (37.7°N, 163.0°E), 位于日本岛弧以东的Shatsky隆起上, 离中国粉尘源区约三千五百公里, 该岩芯显示五十万年以来风尘通量在冰期时相对间冰期增加3.5倍左右, 这是首次有关海洋风尘沉积记录可以与中国陆地黄土序列和深海氧同位素曲线直接对比的报道(图 4)(Hovan et al, 1989)。有意思的是, 在十万年周期谱段, 该孔风尘粒度在间冰期较粗, 却在冰期较细, 这与黄土序列记录的东亚冬季风变化正好相反(Ding et al, 2002), 有可能指示西风强度不同于冬季风在冰期尺度的变化特征。Shatsky隆起站位以东一千五百公里的Hess隆起上的另一个岩芯H3571 (34.9°N, 179.7°E)也显示出类似的风尘通量变化模式, 只是通量最大值的时间和幅度有所差异(Rea, 1994), 可能由于年代框架或其他因素(如源区差异或远近不同)所致。

在赤道太平洋地区, 沉积物中风尘含量因为较低而很难定量, 常常有火山灰混入, 而且其风尘物源也不是单一来源, 可能包括了亚洲、澳大利亚甚至南美的混合风尘(Maher et al, 2010)。正因如此, 早期赤道太平洋地区的风尘通量定量存在困难, 没有观察到明显的冰期-间冰期风尘通量变化, 直到“²³⁰Th标准化”技术的应用才解决了这一问题(Anderson et al, 2006)。该方法基于这样的假设前提:即含²³⁰Th的风尘颗粒沉降到海底的延迟速率等于其上覆水层中²³⁴U衰变成²³⁰Th的形成速率。因此, 通量可以通过沉积物中清扫自水体的²³⁰Th浓度除以上覆水体中²³⁰Th的形成速率得到。此外, ²³²Th堆积速率通常被用于风尘堆积速率的代用指标。不同于²³⁰Th主要来自水体中²³⁴U的原位放射性衰变, ²³²Th主要来自大陆风尘(Th含量平均16ppm), 其浓度高出岛弧火山物质一个数量级(平均1.2ppm), 且在海水中几乎不溶解, 不会遭受沉积后氧化还原影响, 从而可作为风尘颗粒的一种可靠指标(Anderson et al, 2006)。从西赤道太平洋到东赤道太平洋的一系列²³²Th指标的岩芯记录揭示出赤道太平洋风尘通量在过去五十万年来冰期阶段相对间冰期高出近2倍, 且和南极冰芯粉尘通量变化一致(图 5)(Winckler et al, 2008)。

因此, 越来越多的数据揭示出, 至少在晚第四纪以来的冰期-间冰期时间尺度上, 从高纬度到赤道甚至南极的全球范围, 风尘的产生和传输过程具有惊人的一致性响应。粉尘通量值跨越赤道太平洋从北到南的变化可能响应于热带辐合带(ITCZ)的强度或经度位置的改变(Rea, 1994; Rea et al, 1995; McGee et al, 2007; Ziegler et al, 2008)。

2 西菲律宾海的风尘沉积记录

西菲律宾海是热带西太平洋地区的一个典型风尘汇聚区, 同时也是黑潮暖流的发源地。该海区的重要地质意义早在二十世纪七十年代就引起了全球科学家们的高度关注, 至今已进行了六个航次的深海钻探(DSDP)和大洋钻探(ODP)研究。

基于西菲律宾海表层沉积物黏土矿物组成中伊利石含量的分布趋势(西北-东南递减), 科学家早在二十世纪六十年代和八十年代就指出了亚洲内陆风尘物质对菲律宾海沉积物组成的潜在贡献(Griffm et al, 1963; Kolla et al, 1980)。这随后得到了西菲律宾海表层和柱状沉积物中粒度、矿物、化学元素及Rb-Sr同位素等工作的证实(Asahara et al, 1995, 1999; 秦蕴珊等, 1995; 石学法等, 1995)。更直接的证据则来自四国海盆沉积物捕获器(29.5°N, 135.25°E)近两年时间连续观测的结果, 发现春季时亚洲内陆粉尘事件与菲律宾海沉积物中高风尘及生物组分通量间存在密切的联系(Li et al, 2004)。

最近几年, 国内外对菲律宾海第四纪沉积物中风尘物质贡献定量化、源区识别及其搬运动力的研究达到了一个高潮。一方面, 基于对菲律宾海柱状沉积物中碎屑态的粒度、黏土矿物、化学元素和Sr-Nd同位素以及硅藻席的Si同位素等大量指标的系统研究, 国内外科学家从定性、半定量及定量等不同层面上明确了第四纪亚洲内陆风尘物质对菲律宾海的输入(Wan et al, 2012; Xu et al, 2012, 2013, 2014, 2015; 于兆杰等, 2012; Jiang et al, 2013; Xiong et al, 2013; Seo et al, 2014)(图 6—8)。但是, 对于菲律宾海中亚洲风尘物质的具体源区究竟是亚洲东部沙漠地带还是亚洲中部沙漠地带以及其具体携带动力究竟是东亚冬季风还是西风带, 迄今仍存在争议。

无论是从现代观测还是从地质历史时期风尘物质来源重建的角度出发, 菲律宾海现有的基于黏土矿物、元素及Sr-Nd-Si同位素等指标的绝大部分研究工作都支持研究区的风尘物质主要来自于亚洲东部沙漠地带, 其主要携带动力为东亚冬季风(戴璐等, 2010; Shao et al, 2011; Wan et al, 2012; Xu et al, 2012, 2013, 2014, 2015; Jiang et al, 2013; Xiong et al, 2013)。与之相反, Seo等(2014)仅基于菲律宾海中部地区一根六十万年以来的沉积物岩芯PC631(12.5°N, 135°E)中十七个样品黏土矿物组成提出了一种不同的观点:即研究区的风尘物质主要来自于亚洲中部沙漠地带, 其主要携带动力是西风带和信风, 而非传统意义上所认为的东亚冬季风。该观点虽然新颖, 但却存在着非常明显的问题。其一, 相同样品的碎屑态Sr-Nd同位素组成这一相对黏土矿物组成更为有效的物源判别指标所得出的物源结论明显不支持该观点。具体来说, 这些样品的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr和ε_Nd值明显偏离吕宋岛和亚洲中部沙漠地带风尘物质的混合曲线, 表明亚洲中部沙漠并非所研究沉积物中风尘组分的主要来源(图 7)(Xu et al, 2016)。相反, 这些样品的⁸⁷Sr/⁸⁶Sr和ε_Nd值[ε_Nd =(¹⁴³Nd/¹⁴⁴Nd_样品/0.512638-1)×10000]更接近吕宋岛和亚洲东部沙漠(鄂尔多斯)风尘物质的混合曲线, 表明东亚冬季风携带下的亚洲东部沙漠(鄂尔多斯)地带粉尘物质为研究区沉积物中风尘组分的主要贡献者(Xu et al, 2016)。其二, 基于西菲律宾海MD06-3047孔(17.0°N, 124.8°E)(Xu et al, 2012)和MD06-3050孔(15.95°N, 124.78°E)(Wan et al, 2012)沉积物黏土矿物组成数据也明显不支持Seo等(2014)的观点(Xu et al, 2016)。

此外, 通过高、低纬太平洋海区陆源风尘物质输入通量的系统对比, 研究还发现它们在中-晚第四纪以来的变化非常一致, 几乎可以进行峰与峰或谷与谷间的一一对比, 表明高、低纬太平洋海区风尘物质输入通量演化的主控因素为全球气候变化, 而区域性因素的影响则可能很小(Wan et al, 2012; Xu et al, 2015)。而中-晚第四纪以来西菲律宾海中亚洲风尘物质输入量与当地古生产力水平乃至南极冰芯所记录到的大气二氧化碳浓度间随时间变化的一致性(图 8), 则可能指示着冰期时低纬西太平洋地区亚洲内陆沙漠来源风尘物质输入的增加刺激了当地古生产力水平的提高, 进而将更多大气二氧化碳带入海底埋藏下来, 从而表明低纬西太平洋地区对冰期时大气二氧化碳浓度降低的可能贡献(Xiong et al, 2013; Xu et al, 2015)。

3 日本海的风尘沉积记录

日本海是位于太平洋西北部的由郁陵海盆(Tsushima/Ulleung Basin)、大和海盆(Yamato Basin)以及日本海盆(Japan Basin)等三个海盆组成的一个半封闭的边缘海, 通过对马海峡、津轻海峡、宗谷海峡以及鞑靼海峡等四个海槛深度低于一百三十五米的海峡分别与东海、太平洋以及鄂霍次克海等相邻海域相连(Tada et al, 2015)。日本海东侧为日本岛弧, 西侧毗邻朝鲜半岛、中国东北部和俄罗斯东南部。相比其他东亚边缘海(如黄渤东海和南海)都有世界级大河输入巨量陆源物质, 日本海东西侧的朝鲜半岛和日本岛弧只发育了一些很小的河流(如Nakdong, Seumjin, Agano, Mogami等), 各自每年分别向对马海峡和日本海输送的沉积物仅有约一千万吨(Milliman et al, 2011)。正因如此, 日本海的风尘输入信号不容易被河流输入掩盖。并且, 因为日本海正好位于亚洲风尘通过西风带向北太平洋传输的路径上, 因此日本海是来自亚洲大陆风尘的主要沉降区(图 1, 2)。

根据电子自旋共振(electron spin resonance, ESR)以及石英结晶度, 日本海中沉积的风尘物质的可能源区包括黄土高原及其周边土壤、包括塔克拉玛干沙漠在内的中东亚内陆干旱区以及中国东北部的西伯利亚地区, 主要由西风或东亚冬季风携带而来(Nagashima et al, 2007)。研究表明, 日本海的风尘堆积速率为0.2—4.5g/cm²/ky, 是介于30°—40°N之间的太平洋地区的十倍以上(Irino et al, 2002), 据此估计日本海风尘输入量约每年三千万吨, 主要沉降在靠近中国大陆且位于西风路径上的日本海西南部。沉积物捕集器研究估测日本海南部现今的风尘通量为23—45g/m²/y(Otosaka et al, 2004), 这和日本海ODP797站(38.6°N, 134.5°E) (Irino et al, 2002)和IODP U1430站(37.9°N, 131.54°E)(Shen et al, 2017)在第四纪时期的陆源物质通量几乎相当, 暗示风尘对日本海第四纪沉积物的重要贡献。

日本海晚第四纪的风尘沉积记录已有较多工作。与搬运到太平洋中的风尘相似, 日本海沉积物中的风尘物质也大致显示出了冰期-间冰期旋回变化特征, 在末次冰期冰盛期(LGM)时日本海中的风尘在千年尺度上的堆积速率达到了最大, 为其他时期的2—4倍(Irino et al, 2002)。并且, 在冰期时搬运至日本海中的风尘物质颗粒粒径也通常大于间冰期时期的粒径(Irin et al, 2000; Nagashima et al, 2007)。颜色韵律变化是日本海晚第四纪沉积物的最显著特征, 通常深色层较浅色层的风尘含量偏低(Irin et al, 2000)、粒度偏细(Nagashima et al, 2007)。

相比之下, 日本海构造时间尺度(百万年)的风尘沉积记录非常少。最近, 来自日本海南部郁陵海盆的国际综合大洋钻探计划(IODP)U1430站长达两百五十八米岩芯的黏土矿物和Sr-Nd-Pb同位素地球化学研究建立了过去一千五百万年以来亚洲内陆风尘输入到日本海的长期记录(图 9), 并进而揭示了亚洲内陆干旱化历史及其与青藏高原隆升和新生代全球变冷的联系(Shen et al, 2017)。物源分析表明研究区黏土粒级碎屑物质主要来自亚洲内陆的风尘和日本岛弧河流物质的二端元混合。亚洲风尘提供了高⁸⁷Sr/⁸⁶Sr、低ε_Nd而富含伊利石的物质, 而日本岛弧端元供应了低⁸⁷Sr/⁸⁶Sr、高ε_Nd而富蒙脱石的物质。伊利石/蒙脱石比值以及ε_Nd值用以指示亚洲内陆风尘输入的强度, 从而指示风尘源区的干旱历史。结果显示, 亚洲内陆自中新世以来整体逐渐变干, 尤其在约一千一百八十万年、八百万年、三百五十万年和一百二十万年发生了阶段性干旱化增强(图 9)。与新生代主要构造-气候事件的对比表明, 一千一百八十万年左右的亚洲干旱为青藏高原隆升和全球变冷(南极冰盖扩展)共同驱动, 八百万年左右的干旱为青藏高原北部进一步隆起驱动, 而三百五十万年以来全球变冷(北极大冰盖扩展)则是晚上新世亚洲内陆干旱化增强的主导因素(Shen et al, 2017)。有意思的是, 在日本海的风尘记录和北太平洋ODP885/886站(Rea et al, 1998)、南海北部ODP1146站(Wan et al, 2007)及黄土记录(Guo et al, 2002)可以很好地对比, 但却不同于西北太平洋Shatsky隆起上的ODP1208站单调逐渐增加的陆源输入(Zhang et al, 2016)。

4 问题与展望

综上所述, 近几年在西菲律宾海和赤道太平洋第四纪风尘物源及通量变化方面取得了重要的进展。但是, 毋庸置疑, 总体上西太平洋风尘沉积的研究基础和程度其实是非常低的, 尤其突出反映在以下几个方面:

(1) 缺乏风尘从源到汇搬运和沉积过程的现代观测。这导致风尘的物源、传输机制及其生物地球化学效应只能通过海洋沉积岩芯样品的矿物地球化学工作来间接判别, 这显然存在很大不确定性甚至误判。如果有更大空间跨度(如从源头的亚洲内陆沙漠地带到物质汇聚区——西太平洋特定海区的大剖面)的沉积物捕集器或粉尘收集器的长期连续观测和分析, 显然可以给大洋岩芯的风尘沉积记录的解释提供更加直接而有力的证据。

(2) 风尘组分含量及通量定量化中存在误区。如前所述, 早期海洋风尘沉积研究的两个重要参数——风尘通量和粒度数据的质量严重依赖于所提取出“准风尘”的可靠性, 而这一所谓“准风尘”即使经过常规的化学前处理, 其实往往还包含有大量细粒级火山玻璃、难溶的生物硅(硅藻、海绵骨针等)和自生黏土矿物, 因此这种物理分离不是可靠的, 可能会得出错误的结论。需要配合分粒级、显微镜观察及Sr-Nd-Pb同位素等技术手段才能获取更真实的风尘含量和通量。

(3) 西太平洋风尘沉积长期记录的工作非常缺乏, 甚至有些记录互相矛盾的, 这造成新生代以来西太平洋风尘沉积长期演变特征及机制方面的研究程度甚低, 而在风尘长期输入对大洋生产力及全球碳循环潜在影响方面更是几乎没有。未来计划通过国际大洋发现计划(IODP)在西北太平洋钻取关键站位形成南北和东西断面对比, 展开长时间尺度、综合性的风尘物源、通量及生物地球化学效应方面的研究, 揭示新生代亚洲内陆干旱历史/西风/东亚冬季风长期演化历史及机制, 及亚洲风尘对构造时间尺度大洋生产力和全球碳循环的贡献。