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Journal of Tropical Oceanography >

2020 , Vol. 39 >Issue 6: 77 - 92

DOI: https://doi.org/10.11978/2019090

Marine Geology

The source of glycerol dibiphytanyl glycerol tetraethers and temperature reconstruction since 8.2 ka in the central Okinawa Trough

  • LIU Lei , 1, 3 ,
  • XU Lanfang 1 ,
  • GUAN Hongxiang , 1 ,
  • SUN Zhilei 2 ,
  • WANG Libo 2 ,
  • MAO Shengyi 1 ,
  • LIU Lihua 1 ,
  • WU Nengyou 2
Expand
  • 1. Key Lab of Renewable Energy and Gas Hydrate, Guangzhou Institute of Energy Conversion, Chinese Academy of Sciences, Guangzhou 510640, China
  • 2. Qingdao Institute of Marine Geology, China Geological Survey, Qingdao 266071, China
  • 3. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China
GUAN Hongxiang. email:

Copy editor: LIN Qiang

Received date: 2019-09-18

  Request revised date: 2020-03-10

  Online published: 2020-04-16

Supported by

National Natural Science Foundation of China(41473080)

Qingdao National Laboratory for Marine Science and Technology(QNLM2016ORP0210)

Copyright

Copyright reserved © 2020.
Fold

Abstract

The wide occurrence of isoprenoid glycerol dibiphytanyl glycerol tetraethers (isoGDGTs) and its sensitivity to temperature in marine environments proved to be suitable for paleo-climate studies. The Okinawa Trough (OT), under the control of multiple climate patterns and various sediment origins, is a natural laboratory for paleo-climate study since the Holocene. Here, we studied isoGDGTs composition and characteristics, applied outspread tetraether index of tetraethers consisting of 86 carbons (TEXH86 index), tried to identify the source of isoGDGTs, and quantificationally discussed sea surface temperature (SST) of the central OT for the past 8.2 ka BP. By calculating the Methane Index and the branched isoprenoid tetraether (BIT) indexes, we found isoGDGTs mainly came from Thaumarchaeota, and are suitable for TEXH86 appliance. TEXH86 SST of column C14 revealed a range of 21.6-27.2 °C during 8.2 ka BP. Changes in SSTs of the central OT were primarily controlled by the western tropical Pacific Ocean and low-latitude winter insolation. The warming TEXH86 SSTs in the central OT were decoupled from the descending East Asian summer monsoon intensity in the last 8.2 ka BP. The widely recorded cold event at 7.4-6.6 ka BP was magnified in GDGTs related SST. We attributed it to the well-known Kikai-Akahoya tephra (~7.3 ka BP).

Key words： Isoprenoid glycerol dibiphytanyl glycerol tetraethers (isoGDGTs); TEXH86 proxy; sea surface temperature; the central Okinawa Trough

Cite this article

LIU Lei , XU Lanfang , GUAN Hongxiang , SUN Zhilei , WANG Libo , MAO Shengyi , LIU Lihua , WU Nengyou . The source of glycerol dibiphytanyl glycerol tetraethers and temperature reconstruction since 8.2 ka in the central Okinawa Trough[J]. Journal of Tropical Oceanography, 2020 , 39(6) : 77 -92 . DOI: 10.11978/2019090

*感谢中国地质大学(武汉)杨欢老师和中国科学院广州地球化学研究所何家卓老师在GDGTs测样方面支持; 感谢海洋6号全体船员在航次采样过程中提供的帮助
冲绳海槽是位于亚洲大陆和太平洋之间的弧后盆地, 其古气候和古水文同时受到高纬度北大西洋和低纬度西太平洋的影响(Li et al, 2001; Sun et al, 2005; Kubota et al, 2010; Ruan et al, 2015; Xu et al, 2018)。东亚季风起源于亚洲大陆与热带太平洋的热力性质差异, 青藏高原的存在加剧了这种海—陆温差变化对比, 使得东亚季风影响范围更大(Berger et al, 1991; Wang et al, 2010)。其季节性变化主要是受到日晒量变化的驱动, 前人研究发现, 东亚夏季风和东亚冬季风分别受到低纬度夏季日晒量和冬季日晒量的控制(Dykoski et al, 2005; Wang et al, 2005)。同时, 黑潮起源于赤道附近的西太平洋暖池区域, 流经冲绳海槽, 向冲绳海槽输入较温暖的高盐度水体(Diekmann et al, 2008; Hu et al, 2015)。东亚季风是联系高纬度与低纬度气候的关键纽带, 而黑潮则主要受到低纬度大洋的控制(Dykoski et al, 2005; Zheng et al, 2014)。在冲绳海槽, 浮游有孔虫Mg/Ca和烯酮不饱和度指数(UK′37)等指标重建的古温度记录中都有东亚季风或者黑潮的影响(Jian et al, 2000; Li et al, 2001; Kubota et al, 2010; Ruan et al, 2015; Xu et al, 2018)。然而, 冲绳海槽不同海洋表面温度(sea surface temperature, SST)记录表现出不同的特征, 控制古温度变化的主导因素仍在争论之中(Ruan et al, 2015; Zhao et al, 2015; Xu et al, 2018)。在冲绳海槽南部UK’37 SST记录中, Ruan等(2015)发现, 7.4ka以来的古温度呈下降趋势, 认为这与北半球低纬度夏季日晒量的减少密切相关, 显示了东亚夏季风对古气候的控制。然而, 13.3ka以来, UK′37 SST显示, 冲绳海槽南部古温度变化与东亚夏季风是不耦合的, 而主要受到西热带太平洋和北半球低纬度冬季日晒量的影响(Xu et al, 2018)。冲绳海槽北部, Mg/Ca和UK′37数据显示, 冬夏SST存在巨大差值, SST主要受到东亚夏季风的影响(Kubota et al, 2010; Yamamoto et al, 2013)。在东亚季风控制区域, 尤其是黑潮流经的冲绳海槽, 全新世以来东亚季风强度的变化与古温度变化的耦合关系, 仍需要进一步探讨(Peterse et al, 2011; Park et al, 2014;Ruan et al, 2015; Xu et al, 2018)。
TEX86指标(tetraether index of tetraethers consisting of 86 carbon atoms)最早是由Schouten等(2002)提出的(表1)。该公式主要是基于氨氧化古菌(Thaumarchaeota)膜质成分异戊二烯甘油二烷基甘油四醚类化合物(isoprenoid Glycerol dialkyl glycerol tetraethers, isoGDGTs)(图1)。古菌培养实验发现, isoGDGTs结构中的环戊烷基数量与环境温度密切相关, 而盐度、营养水平等因素对isoGDGTs环戊烷基数量的影响很小(Gliozzi et al, 1983; Macgregor et al, 1997; Uda et al, 2001)。相比于有孔虫, 古菌在海水中分布更广泛, 使得TEX86比Mg/Ca、δ18O指标的应用范围更广(Schouten et al, 2013; Hertzberg et al, 2016)。相比于UK′37指标, TEX86具有更高的温度上限, 更有利于热带海洋SST重建(Kim et al, 2010)。这些特性使得TEX86成为一种广受欢迎的古温度计。全球海洋isoGDGTs数据的分析, 对公式起到了很好的修正作用, 产生了分别适用于低纬度的TEXH86公式(>15℃)和高纬度的TEXL86公式(<15℃), 极大地扩展了TEX86公式的应用范围和区域精度(表1) (Kim et al, 2010; Schouten et al, 2013)。但是海洋中, 除了氨氧化古菌, 其他古菌如甲烷厌氧氧化古菌也能产生GDGT-0、GDGT-1、GDGT-2和GDGT-3, 同时河流输入会带来陆源的isoGDGTs (Wakeham et al, 2003; Hopmans et al, 2004)。为了评价这些干扰对TEX86应用的影响程度, 很多指标如支链/异戊二烯类指标(branched isoprenoid tetraether, BIT)、甲烷指数(methane index, MI)和GDGT-0/ Crenarchaeol比值等被用到地质样品中(表1) (Blaga et al, 2009; Weijers et al, 2011;Zhang et al, 2011)。BIT指标一方面可以指示土壤有机质的输入情况, 另一方面可以用来评估TEX86指标的应用是否受到陆源isoGDGTs输入的影响。研究证明BIT值小于0.4时, 从土壤向海洋环境输入的isoGDGTs对TEX86指标的影响可以忽略不计(Hopmans et al, 2004; Schouten et al, 2013)。MI指数可以指示甲烷渗漏导致甲烷厌氧氧化古菌突增所产生的isoGDGTs对TEX86应用的干扰情况; 当MI值小于0.5的时候, 其干扰可以忽略不计(Zhang et al, 2011)。除此之外, GDGT-0/Crenarchaeol、GDGT-2/Crenarchaeol比值和%GDGT-2指标等也可以用来判断氨氧化古菌isoGDGTs组成是否受到其他来源的isoGDGTs输入的干扰(表1)(Blaga et al, 2009; Weijers et al, 2011; Sinninghe Damsté et al, 2012)。因此在应用TEX86时, 需要综合考虑多个限制指数, 以防其温度信号受到干扰(表1)。
图1 本研究检测到的异戊二烯和支链类甘油二烷基甘油四醚类化合物结构(Schouten et al, 2013;Yang et al, 2015)

GDGT-0至GDGT-4, Crenarchaeol(泉古菌醇)和其异构体Crenarchaeol regio isomer是isoGDGTs, 主要由古菌生产; 其余为支链GDGTs (brGDGTs)和其异构体, 主要由细菌生产

Fig. 1 Structures of isoprenoid glycerol dibiphytanyl glycerol tetraethers (isoGDGTs) and branched GDGTs (brGDGTs) observed in this study, revised after Schouten et al (2013) and Yang et al (2015). GDGT-0, -1, -2, -3, -4, and Crenarchaeol (Crenarchaeol regio isomer) belong to isoGDGTs and mainly come from the archaea; the rest are brGDGTs (and their regio isomers) and mainly sourced from the bacteria

表1 文中用到的指标的定义式

Tab. 1 Definitions of various proxies used in this article

指标定义* 合理范围 来源
$\text{TE}{{\text{X}}_{86}}=\frac{\text{( }\!\![\!\!\text{ GDGT-2 }\!\!]\!\!\text{ + }\!\![\!\!\text{ GDGT-3 }\!\!]\!\!\text{ + }\!\![\!\!\text{ Crenarchaeol regio isomer }\!\!]\!\!\text{ )}}{\text{( }\!\![\!\!\text{ GDGT-1 }\!\!]\!\!\text{ + }\!\![\!\!\text{ GDGT-2 }\!\!]\!\!\text{ + }\!\![\!\!\text{ GDGT-3 }\!\!]\!\!\text{ + }\!\![\!\!\text{ Crenarchaeol regio isomer }\!\!]\!\!\text{ )}}$ Schouten et al, 2002
$\text{TEX}_{\text{86}}^{\text{H}}=\log (\text{TE}{{\text{X}}_{86}})$ >15℃ Kim et al, 2010
$\text{TEX}_{\text{86}}^{\text{L}}=\log \left( \frac{\text{ }\!\![\!\!\text{ GDGT-2 }\!\!]\!\!\text{ }}{\text{ }\!\![\!\!\text{ GDGT-1 }\!\!]\!\!\text{ + }\!\![\!\!\text{ GDGT-2 }\!\!]\!\!\text{ + }\!\![\!\!\text{ GDGT-3 }\!\!]\!\!\text{ }} \right)$ <15℃ Kim et al, 2010
$\text{BIT}=\frac{\text{ }\!\![\!\!\text{ GDGT-Ia }\!\!]\!\!\text{ + }\!\![\!\!\text{ GDGT-IIa }\!\!]\!\!\text{ + }\!\![\!\!\text{ GDGT-IIIa }\!\!]\!\!\text{ }}{\text{ }\!\![\!\!\text{ GDGT-Ia }\!\!]\!\!\text{ + }\!\![\!\!\text{ GDGT-IIa }\!\!]\!\!\text{ + }\!\![\!\!\text{ GDGT-IIIa }\!\!]\!\!\text{ + }\!\![\!\!\text{ Crenarchaeol }\!\!]\!\!\text{ }}$ <0.4 Hopmans et al, 2004
$\text{MI}=\frac{\text{ }\!\![\!\!\text{ GDGT-1 }\!\!]\!\!\text{ + }\!\![\!\!\text{ GDGT-2 }\!\!]\!\!\text{ + }\!\![\!\!\text{ GDGT-3 }\!\!]\!\!\text{ }}{\text{ }\!\![\!\!\text{ GDGT-1 }\!\!]\!\!\text{ + }\!\![\!\!\text{ GDGT-2 }\!\!]\!\!\text{ + }\!\![\!\!\text{ GDGT-3 }\!\!]\!\!\text{ + }\!\![\!\!\text{ Crenarchaeol }\!\!]\!\!\text{ + }\!\![\!\!\text{ Crenarchaeol regio isomer }\!\!]\!\!\text{ }}$ <0.3 Zhang et al, 2011
$\text{ }\!\!%\!\!\text{ GDGT-2}=\frac{\text{GDGT-2}}{\text{ }\!\![\!\!\text{ GDGT-1 }\!\!]\!\!\text{ + }\!\![\!\!\text{ GDGT-2 }\!\!]\!\!\text{ + }\!\![\!\!\text{ GDGT-3 }\!\!]\!\!\text{ + }\!\![\!\!\text{ Crenarchaeol regio isomer }\!\!]\!\!\text{ }}$ <45 Sinninghe Damsté et al, 2012
[GDGT-0] / [Crenarchaeol] <2 Blaga et al, 2009
[GDGT-2] / [Crenarchaeol] <0.4 Weijers et al, 2011

*上述各公式中出现的GDGTs的结构详见图1

由TEXH86重建的古温度记录表明, 全新世以来冲绳海槽南部和北部SST有逐渐变暖的趋势(Yamamoto et al, 2013; Zhao et al, 2015; Xu et al, 2018), 而冲绳海槽中部的TEXH86 SST记录相对较少(葛黄敏 等, 2016;赵京涛 等, 2016)。同时, SST记录表明冲绳海槽不同地理位置的古温度有很大差异(Yu et al, 2009; Kubota et al, 2010; Zhao et al, 2015)。冲绳海槽南部的SST主要展示了低纬度西太平洋气候的信号, 因为黑潮先从南部进入, 造成的影响更强烈(Xu et al, 2018); 冲绳海槽北部则更多记录了北冰洋气候模式, 如冰筏事件和东亚季风的信号(Li et al, 2001; Kubota et al, 2010)。冲绳海槽中部由于位置的特殊性, 其SST记录中既有高纬度北冰洋气候特征, 也存在低纬度西太平洋特点(Yu et al, 2009)。另外, 通过精确的AMS14C定年, Kitagawa等(1995)在Suigetsu湖中发现年代~7.3ka BP的火山灰, 并确定为日本西南部爆发的Kikai-Akahoya火山(K-Ah)。在冲绳海槽北部, MD98-2195站位发现了厚度约80cm的K-Ah火山灰(Yamamoto et al, 2013), 而火山灰对SST也有重要影响(Machida, 1999; Oppenheimer, 2002)。所以, 为了研究TEXH86指标在冲绳海槽中部的适用性及其对各种因素的响应, 我们在冲绳海槽中部C14站位收集了沉积柱样, 检测样品中的GDGTs组分, 用TEXH86指标进行SST重建, 探究GDGTs来源和SST记录的主要控制因素, 并进一步反演冲绳海槽中部的气候模式。

1 研究区概况

冲绳海槽在大地构造上位于新生代环太平洋构造带西部边缘岛弧的内侧, 处在欧亚板块和太平洋板块的相互作用带上, 是晚喜马拉雅期大洋板块俯冲导致火山弧后扩张而形成的, 属于太平洋沟、弧体系中的一个扩张型半深海弧后盆地(Sibuet et al, 1998)。作为东海最年轻的新生代裂陷盆地, 冲绳海槽西邻钓鱼岛隆褶带, 东邻琉球岛弧隆起带, 北端与日本九州岛中部的别府岛原地堑相连, 南端与台湾碰撞造山带相接(图2a)。冲绳海槽平面形态呈凸向太平洋的弧形, 横断面呈“U”形, 两侧槽坡陡峭, 槽底地形相对平缓, 有中央裂谷、断陷洼地、火山链、断块隆起台地等次级构造地貌发育(Sibuet et al, 1998; 窦衍光 等, 2018)。冲绳海槽的水文状况一方面受到陆地沿岸流如长江冲淡水等的影响, 另一方面受到黑潮的控制(窦衍光 等, 2018)。在气候上, 冲绳海槽主要盛行东亚季风, 冬季盛行北风和西北风, 夏季则以东南风为主(Wang et al, 2005)。
图2 研究区地理位置和洋流变化图

a. 研究区地理位置图(Machida, 1999; Dou et al, 2010); 日本九州及其周围的火山根据Machida(1999)修改, 红五角星代表C14站位, 选取了中国南部的董哥洞和西热带太平洋的MD98-2176(图右上角小图中的红点)作为对比(Stott et al, 2004; Dykoski et al, 2005); 同时还收集了冲绳海槽中部A7和DGKS9604站位(Sun et al, 2005; Yu et al, 2009), 南部OKI-151和OKT-3站位(图中红实心圈)的古温度数据(Zhao et al, 2015; Xu et al, 2018)。b. 研究区年平均海温和每个季节的平均海温随深度变化情况. c. 研究区特定深度的月平均海温变化情况。b和c中TEXH86温度为沉积柱最表层样的温度, cm bsf表示海底以下以cm为单位的深度; b、c数据来自https://odv.awi.de/data/ocean/ world-ocean-atlas-2013/

Fig. 2 Location of the core C14 and its current variations.

a) Location of the core C14 (red star) in the OT, and collected paleoenvironmental data from Dongge Cave in southern China (Dykoski et al, 2005), core MD98-2176 in the western tropical Pacific (Stott et al, 2004), cores A7 (Sun et al, 2005), and DGKS9604 in the central OT (Yu et al, 2009), and cores OKT-3 (Zhao et al, 2015) and OKI-151 (Xu et al, 2018) in the southern OT (red dots). Seasonal (b) and monthly (c) mean water temperatures at different depths at the study site. Core-top TEXH86 temperature was used in Figs. 2b and 2c. Unit cm bsf represents the depth in centimeters below the seabed. Data of (b) and (c) are from https://odv.awi.de/data/ocean/world-ocean- atlas -2013/

研究区位于冲绳海槽中部, 年平均海表温度24.8℃; 冬季海表温度22.1℃; 夏季海表温度27.8℃(图2b)。C14柱状沉积物, 水深约1100m, 总长度580cm(28°39'35''N, 127°19'12''E)(图2a); 沉积柱整体呈深灰色, 但532.5~442.5cm之间的火山灰呈浅白色, 较为突出。C14柱上层0~10cm沉积物丢失, 为了保证样品的完整性, 我们选取研究区C10沉积柱(28°38'48''N, 127°21'17''E; 水深960m)的上部0~10cm的样品作为C14沉积柱的顶层样品。样品采集后运送至实验室并在-20℃的冰箱中保存直至处理分析。以10或15cm为间隔取每个长度为5或2.5cm的样品进行分析, 总计37个样品(其中1个样品来自C10沉积柱)。

2 样品处理与分析

2.1 样品前处理

样品用冷冻干燥机进行冷冻干燥并磨成粉末, 称取适量样品, 用二氯甲烷/甲醇(9:1, V/V)混合试剂索氏抽提72h以获得总脂类提取物(total lipid extracts, TLE)。样品旋转蒸发后转移至 2mL的细胞瓶中然后分样。之后的样品进行硅胶层析柱分离, 硅胶层析柱用100~200目活化后的硅胶填充而成, 将有机质转移至硅胶柱后, 分别用正己烷和甲醇试剂洗脱, 得到非极性组分和极性组分。极性组分样品用0.45μm聚四氟乙烯滤膜(PTFE)过滤去除颗粒物质, 在N2气下吹干后储存在-20℃的冰箱中等待测试。

2.2 仪器分析

测试前, 样品重新溶解在约300μL烷/异丙醇(98.2:1.8, V/V)混合溶剂中。GDGTs分析仪器采用安捷伦6460 3Q HPLC/MS。分析方法在Hopmans 等(2016)的基础上加以改进。GDGTs通过两个串联的硅化柱(BEH HILIC columns, 2.1×150mm, 1.7μm)分离, 柱温保持在30℃。检测GDGTs 化合物条件为: 正己烷(A)和异丙醇: 正己烷(1∶9, V/V; B)作为流动相。洗脱梯度为0~25min, 18%B; 25~50 min, B的比例从18%线性增至35%; 50~80min, B的比例从35%线性增至100%。之后20min冲洗色谱柱, 最后B的比例回到18%, 流速为0.2mL·min-1, 产生的最大回流压力为230bar。单离子检测(single ion monitoring, SIM)模式进行扫描,并通过各峰面积比值确定各化合物相对含量。扫描质核比(m/z)为1302、1300、1298、1296、1292、1050、1048、1046、1036、1034、1032、1022、1020、1018。离子大气压化学电离(APCI)和质谱(MS)条件为: 雾化气压60psi; 雾化温度400℃; 干燥气N2 流速为6L·min-1, 温度为200℃; 毛细管温度3500℃; 电晕电流5μA(~3200V)(Yang et al, 2015)。分析误差优于0.008, 由TEXH86指标计算的温度误差为±0.4℃。

2.3 指标计算

冲绳海槽中部C14的数据适用Kim 等(2010)的经验公式来计算SST。Kim 等(2010)收集了不同海洋环境中的GDGTs样品, 提出了可以更好适用低纬度的经验公式(>15℃):
$\text{SST}=68.4\times (\text{TEX}_{\text{86}}^{\text{H}})+38.6$
公式(1)中, SST单位为℃, TEXH86指标的定义式及使用范围详见表1。
值得注意的是, 在C14站位, 还检测出了brGDGTs的异构体, 如GDGT-IIIa的异构体GDGT- IIIa'等(图1), 结合Davtian 等(2018)提出的新BIT定义式, 本文中BIT公式修改为:
$\text{BIT}=\frac{\text{ }\!\![\!\!\text{ GDGT-Ia }\!\!]\!\!\text{ + }\!\![\!\!\text{ GDGT-IIa }\!\!]\!\!\text{ + }\!\![\!\!\text{ GDGT-IIa }\!\!'\!\!\text{ }\!\!]\!\!\text{ + }\!\![\!\!\text{ GDGT-IIIa }\!\!]\!\!\text{ + }\!\![\!\!\text{ GDGT-IIIa }\!\!'\!\!\text{ }\!\!]\!\!\text{ }}{\text{ }\!\![\!\!\text{ Crenarcheaol }\!\!]\!\!\text{ + }\!\![\!\!\text{ GDGT-Ia }\!\!]\!\!\text{ + }\!\![\!\!\text{ GDGT-IIa }\!\!]\!\!\text{ + }\!\![\!\!\text{ GDGT-IIa }\!\!'\!\!\text{ }\!\!]\!\!\text{ + }\!\![\!\!\text{ GDGT-IIIa }\!\!]\!\!\text{ + }\!\![\!\!\text{ GDGT-IIIa }\!\!'\!\!\text{ }\!\!]\!\!\text{ }}$
公式(2)中, 出现的各种isoGDGTs及brGDGTs详见图1, BIT指标的定义式及使用范围详见表1。同时为了衡量甲烷厌氧氧化古菌等菌源产生的isoGDGTs对TEXH86公式的干扰情况, 本文计算了MI、%GDGT-2、GDGT-0/Crenarchaeol和GDGT-2/Crenarchaeol等指标(表1) (Blaga et al, 2009; Weijers et al, 2011; Zhang et al, 2011; Sinninghe Damsté et al, 2012)。

2.4 AMS14C年代测定

为了建立更加准确的年代模型, 在4个有孔虫年龄的基础上(未发表数据), 我们在C14沉积柱又选取了两个有孔虫样品(表2), 深度分别在455~457.5cm和545~547.5cm。对样品的预处理操作具体如下: 先将样品在去离子水浸泡24h; 再用100目(孔径0.154mm)的标准不锈钢筛进行筛选; 最后40℃干燥。通过尼康™SMZ 1500型显微镜挑选约10mg壳体完整的有孔虫样品, 有孔虫种类主要为Globigerinoides ruber和Globigerinoides sacculifer, 在美国Beta实验室进行测试。本文有孔虫的AMS14C年代用MARINE13进行校正(Reimer et al, 2013), 然后转换为现在的日历年(BP, 相对于公元1950年)。在校准中, 我们采用的∆R值为30±41年(http://calib.qub.ac.uk/marine/)。
表2 冲绳海槽中部C14沉积柱有孔虫AMS14C年龄

Tab. 2 14C-AMS ages from core C14 in the central Okinawa Trough

Beta实验室编号 深度/(cm bsf) 平均深度/(cm bsf ) 有孔虫种类 传统14C年龄/(a BP) 2σ校正年龄/(a BP) 平均校正年龄/(a BP)
498910 35~37.5b 36.25 G.ruber, G.sacculifer 1100±30 a 616—730 673
498912 155~157.5b 156.25 G.ruber, G.sacculifer 2330±30 1858—2045 1951.5
498914 365~367.5b 366.25 G.ruber,,G.sacculifer 4790±30 4943—5227 5085
498915 455~457.5c 456.25 G.ruber, G.sacculifer 6280±30 6831—6646 6738.5
498916 545~547.5c 546.25 G.ruber, G.sacculifer 6940±30 7520—7385 7452.5
498917 575~577.5c 576.25 G.ruber, G.sacculifer 7780±30 8170—8327 8248.5

注: a. “±30”为测试差; b. 未发表数据; c. 本文数据。所有年龄数据皆为日历年龄

3 结果

3.1 年代模型

C14沉积柱的年龄模型由浮游有孔虫的6个14C AMS年龄确定(表2)。定年结果显示没有年龄逆转。年代模型是通过线性插值和外推法建立的。根据年代模型, C14沉积柱532.5~442.5cm火山灰层对应年龄为7.4—6.6ka BP, 详见图3a。8.2ka以来, C14沉积柱的平均沉积速率为~70cm·ka-1,而火山灰层对应的沉积速率为~126cm·ka-1。而全新世以来, 附近的站位DGKS9604的平均沉积速率为~20cm·ka-1 (Yu et al, 2009)。C14站位如此高的沉积速率可能与其所处的地理位置有关(图2), 其位于冲绳海槽中部陆坡带, 接收沉积物较多, 这样的沉积环境使得C14沉积柱能够灵敏地捕获快速气候变化事件。
图3 C14柱状沉积物年代模型(a)及C14柱状沉积物的沉积速率变化情况(b)

Fig. 3 Calibrated age model of the sediment core C14 (a) and sedimentation rates of core C14 (b)

3.2 GDGTs分布和来源

C14柱状沉积物中的GDGTs化合物主要为isoGDGTs和brGDGTs(图1)。isoGDGTs占总GDGTs含量的89.7%~98.6%。在isoGDGTs中, Crenarchaeol含量最高, 占总isoGDGTs的36%~52%, 其次是GDGT-0占总isoGDGTs的18%~35%, 而GDGTs-1、GDGT-2、GDGT-3以及Crenarchaeol regio isomer的含量大部分都低于10%(表3)。brGDGTs的相对含量较低, 占总GDGTs的1.4%~10.3%。正常海洋环境中绝大多数isoGDGTs来自于海洋奇古菌, 但同时也有少量的isoGDGTs来源于河流输入以及产甲烷古菌等。C14站位样品中BIT平均值为0.031 (0.011~0.099), 远小于0.4, 说明陆源输入的isoGDGTs很少(Hopmans et al, 2004), 对TEXH86指标应用的影响可忽略不计。同时, 为评价广古菌如产甲烷古菌等对isoGDGTs的贡献, 我们计算了GDGT-0/Crenarchaeol、GDGT-2/Crenarchaeol比值、MI指数和%GDGT-2指标(表2)。本研究中, GDGT-0/Crenarchaeol比值为0.39~0.98; GDGT-2/ Crenarchaeol的比值范围是0.08~0.37; MI值为 0.16~0.41; %GDGT-2值在33~39之间波动(只有一个数据值为42.5), 都处于正常范围内(表1), 这说明非氨氧化古菌源isoGDGTs的影响基本可以忽略, isoGDGTs主要来自于海洋奇古菌(表3) ( Blaga et al, 2009; Weijers et al, 2011; Zhang et al, 2011; Sinninghe Damsté et al, 2012)。因此, 在本文中, TEXH86指标用于古温度重建是合理的。
表3 冲绳海槽C14柱状沉积物中GDGTs含量百分比、各指标及TEXH86海表面温度数据

Tab. 3 The percentage of GDGTs, indexes used to evaluate the application of TEX86 and TEXH86 SST in core C14

注: *[x]表示GDGT-x,为isoGDGTs,结构见图l; **Cren表示crenarchaeol,是isoGDGTs的一种; ***Cren'表示crenarchaeol regio isomer,结构见图1

3.3 TEXH86温度数据

8.2ka以来, C14站位的TEXH86值的变化范围从-0.25到-0.17, 对应温度的变化范围是21.6到 27.2℃(表3, 图4)。表层TEXH86温度为25.2℃, 与研究区年平均海表温度(24.8℃)(图2b)较接近。8.2ka以来, 除7.4-6.6ka BP期间温度较低(22.4±1℃; 深度442.5~532.5cm)外, C14站位TEXH86温度平均值为26.1±1℃, 与邻近DGKS9604站位的UK’37 SST(26.0±1.3℃)较接近(图4) (Yu et al, 2009)。同时, C14站位最明显的数据特征是7.4—6.6ka BP温度大幅度降低事件(~5℃), 而该异常与冲绳海槽南部OKI-151站位TEXH86 SST记录有很好的一致性(图4)。在7.4—6.6ka BP期间, OKI-151站位TEXH86温度与UK’37温度相比大幅下降(TEXH86 SST下降3~14℃; UK’37 SST下降~3℃) (Xu et al, 2018); C14站位的TEXH86温度与相邻站位DGKS9604的UK’37温度相比也显示出较大幅度的降低(图4)。
图4 C14站位TEXH86温度、OKI-151(Xu et al, 2018)和OKT-3(Zhao et al, 2015)站位TEXH86 SST以及DGKS9604(Yu et al, 2009)站位UK’37 SST对比

Fig. 4 Comparison of TEXH86 temperatures in C14 with TEXH86 SSTs from OKI-151(Xu et al, 2018) and OKT-3 (Zhao et al, 2015) of the southern OT, and UK’37 SST from DGKS9604 of the central OT (Yu et al, 2009)

4 讨论

4.1 TEXH86温度含义

在东海和冲绳海槽GDGTs研究中, TEXH86温度的解释存在很大差异(Yu et al, 2009; Yamamoto et al, 2013; Zhao et al, 2015;Xu et al, 2018)。通过与Mg/Ca和UK’37 SST对比, Yamamoto等(2013)认为冲绳海槽北部的MD98-2195站位TEXH86温度代表的是海洋次表面温度。Zhao等(2015)比较了冲绳海槽南部OKT-3站位的TEXH86和 UK’37温度, 根据它们相似的变化趋势以及与夏季卫星温度的对比说明它们均代表了夏季SST。但是, Xu 等(2018)通过比较冲绳海槽南部OKI-151站位的TEXH86和UK’37温度, 发现它们的温度信号一致, 并认为两者都表示年平均SST。
为了更好地讨论TEXH86温度含义, 我们把表层TEXH86温度与研究区不同深度的月份海温进行对比, 结果显示5月和11月海表温度以及深度为50~70m的6月到11月海温与本文表层TEXH86温度一致(图2b)。可是, TEXH86指标不太可能反映特定月份的海温, 如5月或11月, 主要原因如下: 海洋奇古菌在整个水体中都可以存活(Karner et al, 2001; Pitcher et al, 2011), 通常在水深小于200m时丰度最大(Pitcher et al, 2011)。Yamamoto 等(2012)通过对西北太平洋GDGTs丰度的研究, 表明不同季节生产的GDGTs会在海洋表层进行充分混合。在冲绳海槽北部, GDGTs含量研究证明在特定月份如5月份GDGTs含量偏低, 而TEXH86温度代表的是各个月份混合后的年平均海温(Nakanishi et al, 2012)。因此, 我们推测C14沉积柱的TEXH86温度代表了年平均海温, 而非特定短时期内或者次表层海温。另一方面, 冲绳海槽GDGTs研究相对有限, 现有的TEXH86数据较少(Zhao et al, 2015; Xu et al, 2018)。为了进一步阐述沉积柱TEXH86温度含义, 我们收集了冲绳海槽南部OKT-3和OKI-151站位的TEXH86SSTs以及研究区相邻站位DGKS9604站位的UK’37 SST作为对比。C14站位的TEXH86温度值落在OKI-151和OKT-3站位TEXH86SST数据之间(图4), 展示了冲绳海槽TEXH86记录的相似性; 而研究区的UK’37 SST数据作为对比数据, 与TEXH86温度较为一致(除7.4—6.6ka冷事件)(图4)。综上所述, 在本文中TEXH86数据作为海洋表层年平均温度是可靠的。

4.2 冲绳海槽中部气候模式

黑潮强度的增减、东亚季风的改变、海平面的升降以及淡水的输入是冲绳海槽古温度变化的主要驱动力。黑潮起源于赤道附近, 受低纬度热带西太平洋的驱动通过菲律宾海进入东海(Hu et al, 2015; 徐烨 等, 2019)。Jian 等(2000)通过研究冲绳海槽南北两个站位沉积柱的有孔虫特征, 认为黑潮在大约7.3ka BP的时候再次进入冲绳海槽, 同时还发现黑潮从4.6—2.7ka BP期间有变弱的趋势, 在8.1、6.9、5.9、4.6、3.3、1.7和0.6ka BP时也有变弱的信号。可是, Li 等(2001)根据冲绳海槽中部浮游有孔虫δ18O值变化情况, 确定了黑潮重新进入冲绳海槽的时间为16ka BP, 并且证明黑潮在15.5, 11.4和2.8—5.3ka BP的时候经历了三次减弱。最新沉积物粒度指标记录表明黑潮在全新世一直处于冲绳海槽中, 只是在特定时期有减弱的现象(图5i) (Zheng et al, 2016)。东亚季风是由太平洋和亚洲大陆之间巨大的热力学差异驱动的, 是连接高纬度与低纬度的载体; 北半球夏季日晒量和冬季日晒量强度的交替变化是导致其季节冷暖、干湿变化的主要驱动力(Wang et al, 2005)。在冲绳海槽南部1202B站位, Ruan 等 (2015)发现UK’37 SST 在7.4ka以来呈下降趋势, 这与北半球夏季日晒量的记录相一致, 反映了东亚夏季风对气候的控制; 同时8.6—8.1、5.8—4.8、4.1—3.9、1.6—1.3和0.6—0.5ka BP冷事件, 也和北冰洋浮冰事件的时间一致, 体现了高纬度气候对冲绳海槽的控制(Bond et al, 1997)。通过中国董哥洞石笋δ18O值记录, Dykoski 等(2005)重建了16ka以来的东亚夏季风强度变化, 结果表明从16到10ka BP, 东亚夏季风强度增大; 从10ka BP至今, 东亚夏季风在变弱, 这与格陵兰冰芯中δ18O记录的东亚季风强度变化是一致的。而在冲绳海槽中部, 尤其是全新世以来, SST记录对各种影响因素如黑潮和东亚季风等的响应程度目前尚不清晰。
图5 冲绳海槽地区不同指标揭示的古温度记录

a. 8.2ka BP以来海平面变化(Liu et al, 2004); b. C14站位的TEXH86 SST记录; c. MD98-2195站位的Mg/Ca SST记录(Kubota et al, 2010); d. A7站位Mg/Ca SST记录(Sun et al, 2005); e. OKI-151站位TEXH86 SST记录(Xu et al, 2018); f. OKT-3站位的Mg/Ca(红)、UK’37(蓝)和TEXH86(黑)SST记录(Zhao et al, 2015); g. 西太平洋MD98-2176站位Mg/Ca SST记录(Stott et al, 2004); h. 北冰洋冰芯GIPS2的δ18O记录(Stuiver et al, 2000); i. A7站位的沉积物粒度指标Af2指标(Zheng et al, 2016)

Fig. 5 Collected paleo-temperature records.

a) Postglacial sea-level changes in the western Pacific (Liu et al, 2004); b) TEXH86 SST in this study; c) Mg/Ca SST at site MD98-2195 (Kubota et al, 2010); d) Mg/Ca SST at site A7 (Sun et al, 2005); e) TEXH86 SST at site OKI-151(Xu et al, 2018); f) Mg/Ca (red line), UK’37 (blue line) and TEXH86 (black line) SSTs at site OKT-3 (Zhao et al, 2015); g) MD98-2176 Mg/Ca SST in the western tropical Pacific (Stott et al,2004); h) δ18O record from GISP2 ice core (Stuiver et al, 2000); i) sediment particle size index AF2 at site A7 (Zheng et al, 2016)

7ka BP以来, 西太平洋海域海平面一直保持稳定(图5a) (Liu et al, 2004)。C14站位位于冲绳海槽中部, 距海岸线较远, 其BIT值一直处于较低水平(小于0.4) (表3), 指示陆源有机质输入较少, 来自陆地的冲淡水对SST的影响较小(图2a)。8.2ka以来, C14沉积柱TEXH86 SST呈现逐渐上升的趋势且波动较大; 而这个阶段黑潮和西热带太平洋的SST记录都显示了较大的波动以及逐渐增强的趋势, 北冰洋冰芯δ18O则呈现出较小的波动和逐渐降低趋势(图5g—i), 说明低纬度太平洋对冲绳海槽中部气候的控制作用要大于高纬度北冰洋。这种控制作用主要体现在通过黑潮强度的变化来改变冲绳海槽的水体温度(Hu et al, 2015)。另一方面, 东亚季风被证明可以通过降雨量和湿度的变化来控制冲绳海槽的SST (Wang et al, 2005)。
前人的研究证明北冰洋的冰筏漂流事件会通过西风带把温度信号传递到东亚季风控制的区域, 如冲绳海槽(Ruan et al, 2015; Zhao et al, 2015)。然而, C14站位的古温度记录显示了与北冰洋气候模式不同的温度特点(图5b、h)。冲绳海槽C14站位在7.4—6.6ka BP期间表现出显著的温度降低, 而北冰洋冰芯GISP2 δ18O没有记录大幅度降温事件。~7.3ka冷事件在整个冲绳海槽都有记录(Sun et al, 2005;Yu et al, 2009; Zhao et al, 2015; Xu et al, 2018), 而西热带太平洋古温度记录在此时间段总体上出现低值, 黑潮强度降低(图5g、i)。这说明该时期内西热带太平洋与冲绳海槽气候密切相关, 这种相关主要通过黑潮来传递; 而高纬度气候模式在冲绳海槽不占主导地位(图5h)。与其它指标所揭示的该时期冲绳海槽SST相比, GDGTs相关指标记录了更大幅度的SST降低信号。冲绳海槽南部OKI-151站位TEXH86 SST在7.6—6.9ka BP下降了3~14℃, 而UK’37 SST仅仅下降了大约3℃(Xu et al, 2018)。在7.4-6.6ka BP, 冲绳海槽中部C14站位TEXH86 SST下降了大约5℃。Xu 等(2018)将7.6—6.9ka BP温度下降部分归因于黑潮变弱导致的冷事件, 然而如此大幅度的TEXH86 SST降低很难完全归因于黑潮减弱对冲绳海槽海洋表面温度的影响(图5e)。事实上, 在没有发现火山灰记录的冲绳海槽南部OKT-3站位, TEXH86 SST在此时间段内虽有所下降, 但下降幅度较小(图5f)。而在含约80cm厚火山灰(488.5~ 408.5cm)的冲绳海槽北部MD98-2198站位, Mg/Ca SST在此期间下降了大约2℃(图5c; Kubota et al, 2010)。同时, 我们发现C14中约90cm厚的火山灰(532.5~442.5cm)对应于7.4—6.6ka BP温度下降期。值得注意的是, C14站位ΣMar-alcohols(海洋来源的输入指标)和甲藻甾醇含量数据显示在~7.3ka BP时, 海洋初级生产力显著降低, 这表明很有可能发生了大规模的气候事件, 影响了浮游植物的生长。海洋奇古菌的高丰度主要出现在浮游植物生产力低的时候, 并且随季节变化而变化(Massana et al, 1997; Murray et al, 1998; Schouten et al, 2013), 当地条件和重大气候事件也被证明影响GDGTs的组成(Schouten et al, 2013; Hertzberg et al, 2016)。巧合的是, 在大约7.3ka BP, 在日本西南部曾有过一次规模较大的火山爆发(Kitagawa et al, 1995)。这次大规模火山爆发产生的火山灰(K-Ah火山灰)在冲绳海槽北部和中部的沉积柱中都有记录; 而且大多数SST记录在约7.3ka表现出明显的降低(Yu et al, 2009; Kubota et al, 2010; Yamamoto et al, 2013)。苏门答腊岛托巴火山的模拟研究证明, 火山爆发会导致火山灰扩散, 阻挡阳光, 从而导致全球或区域性温度降低(Rampino et al, 1992; Machida, 1999; Oppenheimer, 2002)。另外, 在C14沉积柱中, 火山灰层对应的沉积速率为~126cm·ka-1, 远高于研究区其他沉积柱的沉积速率(~20cm·ka-1; Yu et al, 2009), 这种沉积特性使得其能够记录更多的气候事件信息(图3b)。Kim 等(2010)的研究结果表明, TEXH86指标只能应用于海水温度大于15℃的热带海域(表1)。8.2ka以来, C14 TEXH86 SST一直是高于15℃, 即使是处于火山灰阶段也一样(表3)。所以, 我们认为TEXH86指标真实记录了古温度的变化, 而7.4—6.6ka温度异常降低极有可能与火山灰有关。但是目前火山灰影响TEXH86的机理还不是十分清楚, 需要进一步的研究验证。

4.3 冲绳海槽SST记录与东亚夏季风变化的不一致性

在东亚季风影响的区域, 季风强度变化与温度变化是否同步很有争议(Liew et al, 2006; Peterse et al, 2011; Park et al, 2014)。冲绳海槽SST记录一直被认为受到高纬度气候、西太平洋气候、黑潮及低纬度日晒强度等的影响(Sun et al, 2005; Xu et al, 2013; Ruan et al,2015; Zhao et al, 2015)。由于北半球夏季日晒强度的增加和低纬度暖流的扩张, 有些研究认为从末次间冰期开始, 冲绳海槽温度变化记录和东亚夏季风强度变化指标就不耦合了(Park et al, 2014)。气候模拟结果显示, 热带地区冬季暖化要比夏季冷化稍稍超前, 导致逐渐变暖的趋势(Lorenz et al, 2006)。8.2ka以来, 北半球冬季日晒量逐渐增高(图6d), 而东亚夏季风主要受到北半球夏季日晒量和气候变化的影响(图5c)。在8.2ka以后, 东亚夏季风呈现减弱的趋势(图6a、b) (Berger et al, 1991; Dykoski et al, 2005; Wang et al, 2010)。因此, 全新世以来, 冲绳海槽中部的变暖趋势与东亚夏季风的变化是不一致的, 表明TEXH86 SST与东亚夏季风的不耦合关系。同时, 8.2ka以来, 冲绳海槽中部C14站位TEXH86SST的升高趋势与低纬度冬季日晒量增大相一致, 与夏季日晒量降低不一致(图6c—e)。此外, Zhao 等(2015)发现全新世以来温度变化幅度较大, 其温度上升趋势无法通过北冰洋气候模式和东亚夏季风变化来解释。Xu 等(2018)更进一步比较了北半球夏季和冬季日晒量、东亚夏季风强度变化与冲绳海槽南部SST记录, 证实古温度上升的趋势与东亚夏季风下降现象存在明显的不耦合关系。冲绳海槽中部和北部的大部分SST记录在全新世以后都有明显的上升趋势 (Sun et al, 2005; Kubota et al, 2010)。因此, 在整个冲绳海槽古温度记录与东亚夏季风的不耦合关系广泛存在并得到证实。这说明在全新世以后, 东亚夏季风对冲绳海槽的控制在减弱, 与本文的结论一致。
图6 C14站位的温度记录与其他指标的对比

a. 董哥洞的δ18O 记录, 绿色来自Wang 等(2005)、红色来自Dykoski 等(2005); b. 东亚夏季风湿度记录(Wang et al., 2010); c. 30°N夏季日晒强度记录(Berger et al, 1991); d. 赤道0°冬季日晒强度记录(Berger et al, 1991); e. 本文的TEXH86 SST记录

Fig. 6 Comparison of mean annual SST variation from core C14 with other paleoclimate data.

a) δ18O records from the Dongge Cave stalagmites, China (green: Wang et al, 2005; red: Dykoski et al, 2005); b) the synthesized East Asian summer monsoon (EASM) moisture indexes (Wang et al, 2010); c) summer (June) insolation at 30°N (Berger et al, 1991); d) winter (December) insolation at 0° (equator) (Berger et al, 1991); e) TEXH86 SST of site C14

5 结论

使用异戊二烯甘油二烷基甘油四醚酯(isoGDGTs)的TEXH86指标重建了冲绳海槽中部8.2ka以来的海洋表面温度(SST)。通过计算BIT、%GDGT-2和MI指标等, 发现海洋奇古菌来源的isoGDGTs在C14沉积柱占主导地位, 该地区适合TEXH86公式的应用。C14站位TEXH86温度和冲绳海槽的UK’37和TEXH86 SST记录对比, 特征和变化趋势一致, 说明了数据的可靠性。全新世中后期, C14站位的SST记录与北冰洋冰芯不一致, 而与西热带太平洋古气候和黑潮记录有很好的一致性, 说明冲绳海槽中部与低纬度气候紧密联系, 而高纬度气候影响不显著。自8.2ka BP以来, TEXH86 SST结果呈现出温度上升的趋势, 与东亚夏季风下降的趋势不一致, 而与北半球冬季日晒量逐渐增加的趋势相一致, 说明了冲绳海槽中部温度变化与东亚夏季风的不耦合关系, 也体现了低纬度气候对冲绳海槽的控制作用。7.4—6.6ka BP冷事件广泛存在于冲绳海槽的SST记录中, 但是在TEXH86温度记录中其降低幅度异常增大(~5℃), 推测这种异常变化可能与Kikai-Akahoya火山灰事件(~7.3ka)有关。

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