萬世明 徐兆凱

(1. 中國科學院海洋研究所 海洋地質(zhì)與環(huán)境重點實驗室 青島 266071; 2. 青島海洋科學與技術(shù)國家實驗室海洋地質(zhì)過程與環(huán)境功能實驗室 青島 266061)

風塵, 即由大氣環(huán)流攜帶的陸源碎屑物質(zhì), 是許多深海沉積物的重要組成部分(Rea, 1994)。自 1846年達爾文在 Beagle號考察船上觀測風塵開始, 科學家對風塵顆粒搬運和深海沉積的興趣已經(jīng)有一百七十余年的歷史(Rea, 2007)。據(jù)估計, 每年約有二十億噸風塵物質(zhì)從陸地被釋放到大氣中, 最終有約 75%的風塵會沉降到附近陸地, 形成了黃土高原等特殊地形, 而其余的 25%則被傳輸并沉積到海洋(Shaoet al, 2011)。作為全球第二大風塵源區(qū), 亞洲內(nèi)陸每年向東南方向的黃土高原地區(qū)(Porteret al, 1995)、西北太平洋(Reaet al, 1988; Nagashimaet al, 2007)及熱帶西太平洋地區(qū)(Winckleret al, 2008)提供了大量的風塵物質(zhì)。其中, 每年輸送到西北太平洋的粉塵達到七千萬噸之多(Shaoet al, 2011)。因此, 源自于亞洲內(nèi)陸的風塵物質(zhì)被認為在陸地和海洋沉積過程乃至全球尺度氣候變化方面起著非常重要的作用(Porteret al,1995; Jickellset al, 2005; Winckleret al, 2008; Shaoet al, 2011; Xionget al, 2013)。

這些釋放到大氣和沉積到海洋的粉塵顆粒會參與一系列物理、化學和生物地質(zhì)過程。聯(lián)合國政府間氣候變化專門委員會(Intergovernmental Panel on Climate Change, IPCC)明確提出, 大氣粉塵通過反射和吸收地球所接受的太陽輻射, 可直接影響大氣頂層和表層的輻射通量以及大氣的加熱速率和穩(wěn)定性,從而是影響全球輻射平衡的重要組成部分(Forsteret al, 2007)。此外, 風塵中的鐵是大洋生產(chǎn)力的關鍵營養(yǎng)鹽元素, 從而可對海洋-大氣 CO2交換產(chǎn)生重要影響(Cassaret al, 2007)。近些年來, 越來越多的工作揭示出粉塵在大洋生物地球化學循環(huán)中的重要作用。冰期階段中陸源風塵物質(zhì)及其蘊含的鐵營養(yǎng)元素的增多會刺激大洋高營養(yǎng)鹽低葉綠素海區(qū)中的生物生產(chǎn)力, 這一生物泵效應可導致大氣 CO2被轉(zhuǎn)移到深海沉積物中埋藏起來從而可影響碳循環(huán), 其貢獻被估計為可降低冰期CO2濃度約30ppmv (Falkowskiet al,1998), 這就是著名的“鐵假說”(Martin, 1990)?！拌F假說”自提出以來, 已經(jīng)得到了大量海上實驗及巖芯記錄工作的證實(Jickellset al, 2005; Boydet al, 2007;Hanet al, 2011; Murrayet al, 2012)。除了粉塵的物理和生物化學效應外, 粉塵本身作為來自干旱源區(qū)的產(chǎn)物并隨后被風遠程攜帶, 因此與氣候因素密切相關, 從而粉塵沉積在古氣候研究中如源區(qū)古環(huán)境和古大氣環(huán)流強度/模式重建中有著重要的科學價值(Reaet al, 1998)。

相對于陸相粉塵記錄, 海洋風塵沉積物的研究有許多優(yōu)勢。首先, 其分布廣泛, 有更好的代表性和區(qū)域?qū)Ρ刃? 其次, 海洋沉積相對陸相沉積來說, 沉積序列更為連續(xù); 再者, 海洋沉積物在定年上有絕對優(yōu)勢, 有孔蟲的氧同位素、230Th/232Th、火山灰層、微體古生物化石及古地磁等多種技術(shù)針對不同的時間尺度, 可以提供高分辨率的年代框架; 最后, 海洋巖芯還可以同時對風塵同層位樣品的其他海洋自生指標如海洋初級生產(chǎn)率、海水pH值和碳酸根離子濃度、表層海水溫度、鹽度等進行綜合研究, 從而提供一些風塵與大洋生物地球化學過程相互作用的關鍵信息, 這也是陸地風塵記錄所不具備的(Muhs,2013)。

但是, 海洋風塵沉積研究也有其自身的難點, 其中一個主要困難在于如何準確定量沉積物中風塵的比例。尤其對于邊緣海沉積更是如此, 河流沉積物、火山灰甚至冰筏碎屑都可能提供物源到研究站位,從而稀釋風塵的貢獻。為了避開這些干擾, 風塵研究站位常常都選取在遠離大陸河流的開放大洋中的海山頂部(Rea, 1994)。盡管如此, 也無法避開火山玻璃或自生礦物的影響。通常有兩種方法分離風塵組分和非風塵組分, 一種是物理分離, 另一種是數(shù)學分離(萬世明等, 2004)。前者主要采用一系列前處理手段如化學溶蝕去掉自生碳酸鈣、生物硅等提取出“準風塵”組分(Reaet al, 1981), 在分離完成后, 礦物顆粒就可以用來計算/測量通量(物質(zhì)堆積速率=風塵含量×線性沉積速率×干容重)及粒度、礦物學和地球化學組成。這一方法被廣泛應用于90年代之前的海洋風塵沉積研究工作中(Reaet al, 1998), 并被延續(xù)至今,但現(xiàn)在更多發(fā)展成為物理的分離并結(jié)合 Sr-Nd-Pb同位素技術(shù)定量估計風塵組分的含量(Xuet al, 2015;Shenet al, 2017)。數(shù)學分離方法則?；诩す饬６葦?shù)據(jù)的數(shù)學統(tǒng)計方法來模擬各個潛在端元的粒度分布從而定量不同端元如風塵、河流、冰筏碎屑等的貢獻。這種技術(shù)被廣泛應用于大西洋(Stuutet al, 200; Stuutet al, 2004), 東地中海(Hamannet al, 2008)和中國南海(Wanet al, 2007)。該技術(shù)操作簡單, 但解釋的可靠性還需要其他證據(jù)謹慎檢驗。

海洋風塵沉積參數(shù)的古氣候解釋通?；谶@樣一種基本假設(Rea, 1994), 即風塵由高空氣流長途搬運, 當距離風塵源區(qū)超過兩千公里時, 風塵的粒度和成分已與大氣流的能量趨于平衡而保持穩(wěn)定, 因此風塵的粒度可以反映搬運風力強度的變化; 而風塵的通量則指示源區(qū)的古氣候; 風塵的礦物組分則可以提供風塵源區(qū)的信息。故此, 保存在海洋沉積物中的風塵的組成、粒度和物質(zhì)通量可以作為長尺度源區(qū)古環(huán)境和大氣循環(huán)歷史研究的代用指標。

在上述基本認識的基礎上, 本文主要回顧在西太平洋風塵沉積記錄研究領域取得的一些主要認識,并重點闡述近幾年來我們在西菲律賓海和日本海風塵記錄研究中取得的一些新進展及簡要展望未來的研究方向。

1　西太平洋的風塵沉積記錄

我們對于太平洋地區(qū)風塵沉積的了解, 很大程度上來自美國密西根大學的David Rea教授和他的學生及同事數(shù)十年的開拓性工作。他們還開展了一個專門針對北太平洋風塵記錄研究的大洋鉆探計劃(ODP)145航次(包括 885/886站, 圖 1)(Rea, 1994,2007), 通過風塵通量及風塵中值粒徑分別指示風塵源區(qū)干旱度和風力強度, 并將這一方法用于太平洋地區(qū)大量的巖芯研究, 成為后人學習的典范。但限于條件, 有些問題當時并沒有被很好解決, 如深海硅酸鹽碎屑組分中, 不僅包含風塵, 還有火山灰及少量自生礦物, 尤其在靠近島弧的研究區(qū), 火山灰組分含量很高, 如果把去掉碳酸鹽剩下的組分都當成風塵, 會大大高估風塵的貢獻。因此, 在閱讀David Rea教授的論著時, 要特別注意文中的風塵通量或粒度很多實際上并非“純風塵”, 而是硅酸鹽組分(可能含風塵、火山玻璃、自生礦物等), 甚至還有難溶的硅質(zhì)生物殼體。

圖1　本文提到的海洋和陸地風塵記錄的研究站位圖Fig.1 Location Map showing marine and terrestrial sediment cores mentioned in this study

圖2　衛(wèi)星照片顯示的亞洲風塵向西太平洋的傳輸(修改自Muhs, 2013)Fig.2 Satellite image showing dust moving eastward from source areas in mainland Asia to the Sea of Japan and west Pacific Ocean(from Muhs, 2013)

北太平洋沉積的風塵主要來自亞洲內(nèi)陸干旱地區(qū), 為西風攜帶而來, 但東亞冬季風也可以攜帶大量風塵到西太平洋邊緣海包括日本海和西菲律賓海等鄰近東亞大陸的海域(圖2)(Wanet al, 2012; Xuet al,2015; Shenet al, 2017)。亞洲粉塵源區(qū)存在的歷史可追溯至二千二百萬年到三千四百萬年之前, 被認為與青藏高原隆起有關(Guoet al, 2002; Zhenget al,2015)?？梢曰謴椭林行率乐暗暮Ｑ箫L塵堆積的長期記錄主要來自于西風盛行的北太平洋的沉積物巖芯。這些記錄中最長的一個代表性巖芯是LL44-GPC3(30.3°N, 157.8°W), 該孔建立了七千萬年以來的大陸干旱和風力強度記錄(圖3)(Janeceket al, 1983)。粉塵通量數(shù)據(jù)顯示出在漸新世和更老的時候粉塵輸入很少,而在二千四百萬年左右粉塵通量增加為 2倍, 伴隨著晚新生代的變冷和北半球干旱, 粉塵大幅度增加。而該孔的風塵粒度顯示在晚始新世變粗, 并且到現(xiàn)在仍然階段性地持續(xù)增加。粉塵粒度在古新世-始新世邊界的變化也見于其他北太平洋鉆孔, 可能指示了當時西風環(huán)流強度的加強(Rea, 2007)。晚新生代亞洲干旱和風力強度的更詳細記錄來自于北太平洋 ODP885/886站(44.7°N, 168.3°W), 可追溯至晚中新世一千二百萬年以來(圖3)(Reaet al, 1998)。其巖芯為生物軟泥, 有好的地磁反轉(zhuǎn)地層記錄, 相比更南部的LL44-GPC3孔有更好的年代控制。該孔顯示了晚新生代氣候變化的許多重要信息(Reaet al, 1998)。尤其三百六十萬年以來, 粉塵通量有一個數(shù)量級的增加, 反映了青藏高原北部中亞盆地的快速變干, 被認為是青藏高原北部快速隆升的結(jié)果。但是, 來自ODP885/886站的風塵粒度信息則展示了不同于LL44-GPC3孔的另外一種情形。粒度和通量數(shù)據(jù)各自獨立變化, 相關性較少。粒度數(shù)據(jù)顯示出四百五十萬年左右西風環(huán)流強度的加強, 這領先粉塵通量增加約一百萬年, 可能指示北半球熱力梯度的變化(Reaet al, 1998)。但是, 最近來自Shatsky隆起上的 ODP1208站(36.13°N, 158.2°E) 記錄的二千五百萬年以來的陸源物質(zhì)通量卻總體上逐漸增加(Zhanget al, 2016), 沒有ODP885/886站所展示的階段性顯著增加趨勢(Reaet al, 1998)。

圖3　北太平洋LL44-GPC3(Janecek et al, 1983)和ODP885/886孔(Rea et al, 1998)記錄的新生代以來風塵通量和中值粒徑變化Fig.3 Dust accumulation rate and grain size of dust and quartz grains extracted from core LL44-GPC3 (Janecek et al, 1983) and ODP Sites 885/886 (Rea et al, 1998) in the North Pacific Ocean

在第四紀以來, 已有大量工作揭示了冰期-間冰期時間尺度上北太平洋風塵通量的變化。其中最具研究代表性的一個巖芯為V21-146 (37.7°N, 163.0°E),位于日本島弧以東的 Shatsky隆起上, 離中國粉塵源區(qū)約三千五百公里, 該巖芯顯示五十萬年以來風塵通量在冰期時相對間冰期增加 3.5倍左右, 這是首次有關海洋風塵沉積記錄可以與中國陸地黃土序列和深海氧同位素曲線直接對比的報道(圖4)(Hovanet al, 1989)。有意思的是, 在十萬年周期譜段, 該孔風塵粒度在間冰期較粗, 卻在冰期較細,這與黃土序列記錄的東亞冬季風變化正好相反(Dinget al, 2002), 有可能指示西風強度不同于冬季風在冰期尺度的變化特征。Shatsky隆起站位以東一千五百公里的 Hess隆起上的另一個巖芯H3571 (34.9°N, 179.7°E)也顯示出類似的風塵通量變化模式, 只是通量最大值的時間和幅度有所差異(Rea, 1994), 可能由于年代框架或其他因素(如源區(qū)差異或遠近不同)所致。

圖4　北太平洋V21-146孔記錄的50萬年以來風塵通量變化和中國黃土及深海氧同位素記錄對比(修改自Rea, 2007)Fig.4 Dust accumulation record since 500 ka from core V21-146 in the northwestern Pacific Ocean (from Rea, 2007)

在赤道太平洋地區(qū), 沉積物中風塵含量因為較低而很難定量, 常常有火山灰混入, 而且其風塵物源也不是單一來源, 可能包括了亞洲、澳大利亞甚至南美的混合風塵(Maheret al, 2010)。正因如此, 早期赤道太平洋地區(qū)的風塵通量定量存在困難, 沒有觀察到明顯的冰期-間冰期風塵通量變化, 直到“230Th標準化”技術(shù)的應用才解決了這一問題(Andersonet al,2006)。該方法基于這樣的假設前提: 即含230Th的風塵顆粒沉降到海底的延遲速率等于其上覆水層中234U衰變成230Th的形成速率。因此, 通量可以通過沉積物中清掃自水體的230Th濃度除以上覆水體中230Th的形成速率得到。此外,232Th堆積速率通常被用于風塵堆積速率的代用指標。不同于230Th主要來自水體中234U的原位放射性衰變,232Th主要來自大陸風塵(Th含量平均16ppm), 其濃度高出島弧火山物質(zhì)一個數(shù)量級(平均1.2ppm), 且在海水中幾乎不溶解,不會遭受沉積后氧化還原影響, 從而可作為風塵顆粒的一種可靠指標(Andersonet al, 2006)。從西赤道太平洋到東赤道太平洋的一系列232Th指標的巖芯記錄揭示出赤道太平洋風塵通量在過去五十萬年來冰期階段相對間冰期高出近2倍, 且和南極冰芯粉塵通量變化一致(圖5)(Winckleret al, 2008)。

因此, 越來越多的數(shù)據(jù)揭示出, 至少在晚第四紀以來的冰期-間冰期時間尺度上, 從高緯度到赤道甚至南極的全球范圍, 風塵的產(chǎn)生和傳輸過程具有驚人的一致性響應。粉塵通量值跨越赤道太平洋從北到南的變化可能響應于熱帶輻合帶(ITCZ)的強度或經(jīng)度位置的改變(Rea, 1994; Reaet al, 1995; McGeeet al,2007; Ziegleret al, 2008)。

圖5　赤道太平洋232Th指標合成記錄的50萬年以來風塵通量變化和南極冰芯風塵記錄對比(修改自Winckler等,2008)Fig.5 Time series of 232Th-based dust flux of the central equatorial Pacific and the Antarctic ice core (after Winckler et al,2008, modified)

2　西菲律賓海的風塵沉積記錄

西菲律賓海是熱帶西太平洋地區(qū)的一個典型風塵匯聚區(qū), 同時也是黑潮暖流的發(fā)源地。該海區(qū)的重要地質(zhì)意義早在二十世紀七十年代就引起了全球科學家們的高度關注, 至今已進行了六個航次的深海鉆探(DSDP)和大洋鉆探(ODP)研究。

基于西菲律賓海表層沉積物黏土礦物組成中伊利石含量的分布趨勢(西北-東南遞減), 科學家早在二十世紀六十年代和八十年代就指出了亞洲內(nèi)陸風塵物質(zhì)對菲律賓海沉積物組成的潛在貢獻(Griffmet al, 1963; Kollaet al, 1980)。這隨后得到了西菲律賓海表層和柱狀沉積物中粒度、礦物、化學元素及Rb-Sr同位素等工作的證實(Asaharaet al, 1995, 1999; 秦蘊珊等, 1995; 石學法等, 1995)。更直接的證據(jù)則來自四國海盆沉積物捕獲器(29.5°N, 135.25°E)近兩年時間連續(xù)觀測的結(jié)果, 發(fā)現(xiàn)春季時亞洲內(nèi)陸粉塵事件與菲律賓海沉積物中高風塵及生物組分通量間存在密切的聯(lián)系(Liet al, 2004)。

最近幾年, 國內(nèi)外對菲律賓海第四紀沉積物中風塵物質(zhì)貢獻定量化、源區(qū)識別及其搬運動力的研究達到了一個高潮。一方面, 基于對菲律賓海柱狀沉積物中碎屑態(tài)的粒度、黏土礦物、化學元素和Sr-Nd同位素以及硅藻席的Si同位素等大量指標的系統(tǒng)研究,國內(nèi)外科學家從定性、半定量及定量等不同層面上明確了第四紀亞洲內(nèi)陸風塵物質(zhì)對菲律賓海的輸入(Wanet al, 2012; Xuet al, 2012, 2013, 2014, 2015; 于兆杰等, 2012; Jianget al, 2013; Xionget al, 2013; Seoet al, 2014)(圖6—8)。但是, 對于菲律賓海中亞洲風塵物質(zhì)的具體源區(qū)究竟是亞洲東部沙漠地帶還是亞洲中部沙漠地帶以及其具體攜帶動力究竟是東亞冬季風還是西風帶, 迄今仍存在爭議。

無論是從現(xiàn)代觀測還是從地質(zhì)歷史時期風塵物質(zhì)來源重建的角度出發(fā), 菲律賓?，F(xiàn)有的基于黏土礦物、元素及Sr-Nd-Si同位素等指標的絕大部分研究工作都支持研究區(qū)的風塵物質(zhì)主要來自于亞洲東部沙漠地帶, 其主要攜帶動力為東亞冬季風(戴璐等,2010; Shaoet al, 2011; Wanet al, 2012; Xuet al, 2012,2013, 2014, 2015; Jianget al, 2013; Xionget al, 2013)。與之相反, Seo等(2014)僅基于菲律賓海中部地區(qū)一根六十萬年以來的沉積物巖芯PC631(12.5°N, 135°E)中十七個樣品黏土礦物組成提出了一種不同的觀點:即研究區(qū)的風塵物質(zhì)主要來自于亞洲中部沙漠地帶,其主要攜帶動力是西風帶和信風, 而非傳統(tǒng)意義上所認為的東亞冬季風。該觀點雖然新穎, 但卻存在著非常明顯的問題。其一, 相同樣品的碎屑態(tài)Sr-Nd同位素組成這一相對黏土礦物組成更為有效的物源判別指標所得出的物源結(jié)論明顯不支持該觀點。具體來說, 這些樣品的87Sr/86Sr和εNd值明顯偏離呂宋島和亞洲中部沙漠地帶風塵物質(zhì)的混合曲線, 表明亞洲中部沙漠并非所研究沉積物中風塵組分的主要來源(圖7)(Xuet al, 2016)。相反, 這些樣品的87Sr/86Sr和εNd值[εNd=(143Nd/144Nd樣品/0.512638-1)×10000]更接近呂宋島和亞洲東部沙漠(鄂爾多斯)風塵物質(zhì)的混合曲線, 表明東亞冬季風攜帶下的亞洲東部沙漠(鄂爾多斯)地帶粉塵物質(zhì)為研究區(qū)沉積物中風塵組分的主要貢獻者(Xuet al, 2016)。其二, 基于西菲律賓海MD06-3047 孔(17.0°N, 124.8°E)(Xuet al, 2012)和MD06-3050 孔(15.95°N, 124.78°E)(Wanet al, 2012)沉積物黏土礦物組成數(shù)據(jù)也明顯不支持Seo等(2014)的觀點(Xuet al, 2016)。

圖6　基于Sr-Nd同位素和黏土礦物組成的西菲律賓海MD06-3047孔沉積物來源判別圖解(修改自Xu et al, 2015)Fig.6 Discrimination plots showing variations in Sr-Nd isotopes and clay mineral assemblages of Core MD06-3047 sediments in the western Philippine Sea (from Xu et al, 2015)

圖7　基于Sr-Nd同位素組成的西菲律賓海MD06-3047孔和菲律賓海中部PC631孔沉積物來源判別圖解(修改自Xu et al,2016)Fig.7 Discrimination plot showing variations in Sr-Nd isotopes of Core MD06-3047 sediments in the western Philippine Sea and Core PC631 sediments in the central Philippine Sea (from Xu et al, 2016)

此外, 通過高、低緯太平洋海區(qū)陸源風塵物質(zhì)輸入通量的系統(tǒng)對比, 研究還發(fā)現(xiàn)它們在中-晚第四紀以來的變化非常一致, 幾乎可以進行峰與峰或谷與谷間的一一對比, 表明高、低緯太平洋海區(qū)風塵物質(zhì)輸入通量演化的主控因素為全球氣候變化, 而區(qū)域性因素的影響則可能很小(Wanet al, 2012; Xuet al,2015)。而中-晚第四紀以來西菲律賓海中亞洲風塵物質(zhì)輸入量與當?shù)毓派a(chǎn)力水平乃至南極冰芯所記錄到的大氣二氧化碳濃度間隨時間變化的一致性(圖8), 則可能指示著冰期時低緯西太平洋地區(qū)亞洲內(nèi)陸沙漠來源風塵物質(zhì)輸入的增加刺激了當?shù)毓派a(chǎn)力水平的提高, 進而將更多大氣二氧化碳帶入海底埋藏下來, 從而表明低緯西太平洋地區(qū)對冰期時大氣二氧化碳濃度降低的可能貢獻(Xionget al, 2013; Xuet al, 2015)。

圖8　七十萬年來的西菲律賓海亞洲風塵物質(zhì)輸入及其古生產(chǎn)力和碳循環(huán)效應(灰色陰影區(qū)指示冰期階段)(修改自Xu et al,2016)Fig.8 Asian dust input into the western Philippine Sea since 700 ka and its significance for paleo-productivity and carbon cycle (the shaded bars indicate glacial periods) (after Xu et al, 2016, modified)

3　日本海的風塵沉積記錄

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)等三個海盆組成的一個半封閉的邊緣海, 通過對馬海峽、津輕海峽、宗谷海峽以及韃靼海峽等四個海檻深度低于一百三十五米的海峽分別與東海、太平洋以及鄂霍次克海等相鄰海域相連(Tadaet al, 2015)。日本海東側(cè)為日本島弧, 西側(cè)毗鄰朝鮮半島、中國東北部和俄羅斯東南部。相比其他東亞邊緣海(如黃渤東海和南海)都有世界級大河輸入巨量陸源物質(zhì), 日本海東西側(cè)的朝鮮半島和日本島弧只發(fā)育了一些很小的河流(如Nakdong, Seumjin,Agano, Mogami等), 各自每年分別向?qū)︸R海峽和日本海輸送的沉積物僅有約一千萬噸(Millimanet al,2011)。正因如此, 日本海的風塵輸入信號不容易被河流輸入掩蓋。并且, 因為日本海正好位于亞洲風塵通過西風帶向北太平洋傳輸?shù)穆窂缴? 因此日本海是來自亞洲大陸風塵的主要沉降區(qū)(圖1, 2)。

根據(jù)電子自旋共振(electron spin resonance, ESR)以及石英結(jié)晶度, 日本海中沉積的風塵物質(zhì)的可能源區(qū)包括黃土高原及其周邊土壤、包括塔克拉瑪干沙漠在內(nèi)的中東亞內(nèi)陸干旱區(qū)以及中國東北部的西伯利亞地區(qū), 主要由西風或東亞冬季風攜帶而來(Nagashimaet al, 2007)。研究表明, 日本海的風塵堆積速率為 0.2—4.5g/cm2/ky, 是介于 30°—40°N 之間的太平洋地區(qū)的十倍以上(Irinoet al, 2002), 據(jù)此估計日本海風塵輸入量約每年三千萬噸, 主要沉降在靠近中國大陸且位于西風路徑上的日本海西南部。沉積物捕集器研究估測日本海南部現(xiàn)今的風塵通量為23—45g/m2/y(Otosakaet al, 2004), 這和日本海ODP797 站(38.6°N, 134.5°E) (Irinoet al, 2002)和IODP U1430 站(37.9°N, 131.54°E)(Shenet al, 2017)在第四紀時期的陸源物質(zhì)通量幾乎相當, 暗示風塵對日本海第四紀沉積物的重要貢獻。

日本海晚第四紀的風塵沉積記錄已有較多工作。與搬運到太平洋中的風塵相似, 日本海沉積物中的風塵物質(zhì)也大致顯示出了冰期-間冰期旋回變化特征,在末次冰期冰盛期(LGM)時日本海中的風塵在千年尺度上的堆積速率達到了最大, 為其他時期的 2—4倍(Irinoet al, 2002)。并且, 在冰期時搬運至日本海中的風塵物質(zhì)顆粒粒徑也通常大于間冰期時期的粒徑(Irinet al, 2000; Nagashimaet al, 2007)。顏色韻律變化是日本海晚第四紀沉積物的最顯著特征, 通常深色層較淺色層的風塵含量偏低(Irinet al, 2000)、粒度偏細(Nagashimaet al, 2007)。

相比之下, 日本海構(gòu)造時間尺度(百萬年)的風塵沉積記錄非常少。最近, 來自日本海南部郁陵海盆的國際綜合大洋鉆探計劃(IODP)U1430站長達兩百五十八米巖芯的黏土礦物和 Sr-Nd-Pb同位素地球化學研究建立了過去一千五百萬年以來亞洲內(nèi)陸風塵輸入到日本海的長期記錄(圖 9), 并進而揭示了亞洲內(nèi)陸干旱化歷史及其與青藏高原隆升和新生代全球變冷的聯(lián)系(Shenet al, 2017)。物源分析表明研究區(qū)黏土粒級碎屑物質(zhì)主要來自亞洲內(nèi)陸的風塵和日本島弧河流物質(zhì)的二端元混合。亞洲風塵提供了高87Sr/86Sr、低εNd而富含伊利石的物質(zhì), 而日本島弧端元供應了低87Sr/86Sr、高εNd而富蒙脫石的物質(zhì)。伊利石/蒙脫石比值以及εNd值用以指示亞洲內(nèi)陸風塵輸入的強度, 從而指示風塵源區(qū)的干旱歷史。結(jié)果顯示, 亞洲內(nèi)陸自中新世以來整體逐漸變干, 尤其在約一千一百八十萬年、八百萬年、三百五十萬年和一百二十萬年發(fā)生了階段性干旱化增強(圖 9)。與新生代主要構(gòu)造-氣候事件的對比表明, 一千一百八十萬年左右的亞洲干旱為青藏高原隆升和全球變冷(南極冰蓋擴展)共同驅(qū)動, 八百萬年左右的干旱為青藏高原北部進一步隆起驅(qū)動, 而三百五十萬年以來全球變冷(北極大冰蓋擴展)則是晚上新世亞洲內(nèi)陸干旱化增強的主導因素(Shenet al, 2017)。有意思的是, 在日本海的風塵記錄和北太平洋 ODP885/886站(Reaet al,1998)、南海北部ODP1146站(Wanet al, 2007)及黃土記錄(Guoet al, 2002)可以很好地對比, 但卻不同于西北太平洋Shatsky隆起上的ODP1208站單調(diào)逐漸增加的陸源輸入(Zhanget al, 2016)。

4　問題與展望

綜上所述, 近幾年在西菲律賓海和赤道太平洋第四紀風塵物源及通量變化方面取得了重要的進展。但是, 毋庸置疑, 總體上西太平洋風塵沉積的研究基礎和程度其實是非常低的, 尤其突出反映在以下幾個方面:

(1) 缺乏風塵從源到匯搬運和沉積過程的現(xiàn)代觀測。這導致風塵的物源、傳輸機制及其生物地球化學效應只能通過海洋沉積巖芯樣品的礦物地球化學工作來間接判別, 這顯然存在很大不確定性甚至誤判。如果有更大空間跨度(如從源頭的亞洲內(nèi)陸沙漠地帶到物質(zhì)匯聚區(qū)——西太平洋特定海區(qū)的大剖面)的沉積物捕集器或粉塵收集器的長期連續(xù)觀測和分析, 顯然可以給大洋巖芯的風塵沉積記錄的解釋提供更加直接而有力的證據(jù)。

(2) 風塵組分含量及通量定量化中存在誤區(qū)。如前所述, 早期海洋風塵沉積研究的兩個重要參數(shù)——風塵通量和粒度數(shù)據(jù)的質(zhì)量嚴重依賴于所提取出“準風塵”的可靠性, 而這一所謂“準風塵”即使經(jīng)過常規(guī)的化學前處理, 其實往往還包含有大量細粒級火山玻璃、難溶的生物硅(硅藻、海綿骨針等)和自生黏土礦物, 因此這種物理分離不是可靠的, 可能會得出錯誤的結(jié)論。需要配合分粒級、顯微鏡觀察及Sr-Nd-Pb同位素等技術(shù)手段才能獲取更真實的風塵含量和通量。

(3) 西太平洋風塵沉積長期記錄的工作非常缺乏, 甚至有些記錄互相矛盾的, 這造成新生代以來西太平洋風塵沉積長期演變特征及機制方面的研究程度甚低, 而在風塵長期輸入對大洋生產(chǎn)力及全球碳循環(huán)潛在影響方面更是幾乎沒有。未來計劃通過國際大洋發(fā)現(xiàn)計劃(IODP)在西北太平洋鉆取關鍵站位形成南北和東西斷面對比, 展開長時間尺度、綜合性的風塵物源、通量及生物地球化學效應方面的研究, 揭示新生代亞洲內(nèi)陸干旱歷史/西風/東亞冬季風長期演化歷史及機制, 及亞洲風塵對構(gòu)造時間尺度大洋生產(chǎn)力和全球碳循環(huán)的貢獻。

圖9　過去一千五百萬年以來亞洲內(nèi)陸干旱演化的海陸記錄及其與全球氣候變化和青藏高原主要隆升事件的對比 (修改自Shen et al, 2017)Fig.9 Marine and terrestrial records since 15 Ma showing the evolution of stepwise aridity in Central Asia, global climate and major uplifts in the Tibetan Plateau (after Shen et al, 2017, modified)

于兆杰, 萬世明, 孫晗杰等, 2012. 近百萬年來亞洲風塵在西菲律賓海的沉積物粒度記錄. 地球環(huán)境學報, 3(2):792—800

萬世明, 李安春, 2004. 海洋風塵沉積的古氣候?qū)W研究進展.地球科學進展, 19(6): 955—962

石學法, 陳麗蓉, 1995a. 西菲律賓海晚第四紀沉積地球化學特征. 海洋與湖沼, 26(2): 124—131

石學法, 陳麗蓉, 李坤業(yè)等, 1995b. 西菲律賓海西部海域黏土沉積物的成因礦物學研究. 海洋地質(zhì)與第四紀地質(zhì), 15(2):61—72

秦蘊珊, 陳麗蓉, 石學法, 1995. 西菲律賓海風成沉積物的研究. 科學通報, 40(17): 1595—1597

戴 璐, 翁成郁, 2010. 西太平洋海域冬季花粉傳播觀測及其在東亞季風研究中的意義. 中國科學 D輯: 地球科學,40(7): 893—902

Anderson R F, Fleisher M Q, Lao Y, 2006. Glacial-interglacial variability in the delivery of dust to the central equatorial Pacific Ocean. Earth and Planetary Science Letters,242(3—4): 406—414

Asahara Y, Tanaka T, Kamioka Het al, 1995. Asian continental

nature of87Sr/86Sr ratios in north central Pacific sediments.Earth and Planetary Science Letters, 133(1—2): 105—116 Asahara Y, Tanaka T, Kamioka Het al, 1999. Provenance of the north Pacific sediments and process of source material transport as derived from Rb-Sr isotopic systematics.Chemical Geology, 158(3—4): 271—291

Boyd P W, Jickells T, Law C Set al, 2007. Mesoscale iron enrichment experiments 1993—2005: Synthesis and future directions. Science, 315(5812): 612—617

Cassar N, Bender M L, Barnett B Aet al, 2007. The Southern Ocean biological response to aeolian iron deposition.Science, 317(5841): 1067—1070

Ding Z L, Derbyshire E, Yang S Let al, 2002. Stacked 2.6-Ma grain size record from the Chinese loess based on five sections and correlation with the deep—sea δ18O record.Paleoceanography, 17(13): 5-1—5-21

Falkowski P G, 1997. Evolution of the nitrogen cycle and its influence on the biological sequestration of CO2in the ocean.Nature, 387(6630): 272—275

Forster P, Ramaswamy V, Artaxo Pet al, 2007. Changes in atmospheric constituents and in radiative forcing. In:Solomon S, Qin D, Manning Met al, eds. Climate Change 2007: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change. Cambridge,United Kingdom and NewYork, NY, USA: Cambridge University Press, 129—234

Griffm J J, Goldberg E D, 1963. Clay mineral distribution in the Pacific Ocean. In: Hill M N ed. The Sea. New York:Interscience Publishers, 728—741

Guo Z T, Ruddiman W F, Hao Q Zet al, 2002. Onset of Asian desertification by 22 Myr ago inferred from loess deposits in China. Nature, 416(6877): 159—163

Hamann Y, Ehrmann W, Schmiedl Get al, 2008. Sedimentation processes in the Eastern Mediterranean Sea during the Late Glacial and Holocene revealed by end-member modeling of the terrigenous fraction in marine sediments. Marine Geology, 248(1—2): 97—114

Han Y X, Zhao T L, Song L Cet al, 2011. A link between Asian dust, dissolved iron and marine export production in the deep ocean. Atmospheric Environment, 45(25): 4291—4298 Hovan S A, Rea D K, Pisias N Get al, 1989. A direct link between the China loess and marine δ18O records: Aeolian flux to the north Pacific. Nature, 340(6231): 296—298

Irin T, Tada R, 2000. Quantification of aeolian dust (Kosa)contribution to the Japan Sea sediments and its variation during the last 200 ky. Geochemical Journal, 34(1): 59—93 Irino T, Tada R, 2002. High-resolution reconstruction of variation in aeolian dust (Kosa) deposition at ODP site 797, the Japan Sea, during the last 200 ka. Global and Planetary Change,35(1—2): 143—156

Janecek T R, Rea D K, 1983. Eolian deposition in the northeast Pacific Ocean: Cenozoic history of atmospheric circulation.Geological Society of America Bulletin, 94: 730—738

Jiang F Q, Frank M, Li T Get al, 2013. Asian dust input in the western Philippine Sea: Evidence from radiogenic Sr and Nd isotopes. Geochemistry, Geophysics, Geosystems, 14(5):1538—1551

Jickells T D, An Z S, Andersen K Ket al, 2005. Global iron connections between desert dust, ocean biogeochemistry,and climate. Science, 308(5718): 67—71

Kolla V, Nadler L, Bonatti E, 1980. Clay mineral distributions in surface sediments of the Philippine Sea. Oceanologica Acta,3(2): 245—250

Li T, Masuzawa T, Kitagawa H, 2004. Seasonal variations in settling fluxes of major components in the oligotrophic Shikoku Basin, the western North Pacific: Coincidence of high biogenic flux with Asian dust supply in spring. Marine Chemistry, 91(1—4): 187—210

Maher B A, Prospero J M, Mackie Det al, 2010. Global connections between aeolian dust, climate and ocean biogeochemistry at the present day and at the last glacial maximum. Earth-Science Reviews, 99(1—2): 61—97

Martin J H, 1990. Glacial-interglacial CO2change: The iron hypothesis. Paleoceanography, 5(1): 1—13

McGee D, Marcantonio F, Lynch-Stieglitz J, 2007. Deglacial changes in dust flux in the eastern equatorial Pacific. Earth and Planetary Science Letters, 257(1—2): 215—230

Milliman J D, Farnsworth K L, 2011. River Discharge to the Coastal Ocean: A Global Synthesis. Cambridge, New York:Cambridge University Press

Muhs D R, 2013. The geologic records of dust in the Quaternary.Aeolian Research, 9: 3—48

Murray R W, Leinen M, Knowlton C W, 2012. Links between iron input and opal deposition in the Pleistocene equatorial Pacific Ocean. Nature Geoscience, 5(4): 270—274

Nagashima K, Tada R, Matsui Het al, 2007. Orbital— and millennial—scale variations in Asian dust transport path to the Japan Sea. Palaeogeography, Palaeoclimatology,Palaeoecology, 247(1—2): 144—161

Rea D K, 1994. The paleoclimatic record provided by eolian deposition in the deep sea: The geologic history of wind.Reviews of Geophysics, 32(2): 159—195

Rea D K, 2007. Eolian records, deep-sea sediments.Encyclopedia of Quaternary Science, 643—650

Rea D K, Hovan S A, 1995. Grain size distribution and depositional processes of the mineral component of abyssal sediments: Lessons from the North Pacific.Paleoceanography, 10(2): 251—258

Rea D K, Janecek T R, 1981. Mass-accumulation rates of the non-authigenic inorganic crystalline (eolian) component of deep-sea sediments from the western mid-Pacific mountains,Deep Sea Drilling Project Site 463. In: Thiede J, Vallier T L eds. Initial Reports of the Deep Sea Drilling Project.Washington, DC: U.S. Government Printing Office,653—659

Rea D K, Leinen M, 1988. Asian aridity and the zonal westerlies:Late Pleistocene and Holocene record of eolian deposition in the northwest Pacific Ocean. Palaeogeography,Palaeoclimatology, Palaeoecology, 66(1—2): 1—8

Rea D K, Snoeckx H, Joseph L H, 1998. Late Cenozoic Eolian deposition in the North Pacific: Asian drying, Tibetan uplift,and cooling of the northern hemisphere. Paleoceanography,13(3): 215—224

Otosaka S, Togawa O, Baba Met al, 2004. Lithogenic flux in the Japan Sea measured with sediment traps. Marine Chemistry,91(1—4): 143—163

Porter S C, An Z S, 1995. Correlation between climate events in the North Atlantic and China during the last glaciation.Nature, 375(6529): 305—308

Seo I, Lee Y I, Yoo C Met al, 2014. Sr-Nd isotope composition and clay mineral assemblages in eolian dust from the central Philippine Sea over the last 600 kyr: Implications for the transport mechanism of Asian dust. Journal of Geophyscial Research: Atmospheres, 119(19): 11492—11504

Shao Y P, Wyrwoll K H, Chappell Aet al, 2011. Dust cycle: An emerging core theme in Earth system science. Aeolian Research, 2(4): 181—204

Shen X Y, Wan S M, France-Lanord Cet al, 2017. History of Asian eolian input to the Sea of Japan since 15Ma: Links to Tibetan uplift or global cooling? Earth and Planetary Science Letters, 474, 296—308

Stuut J B W, Lamy F, 2004. Climate variability at the southern boundaries of the Namib (southwestern Africa) and Atacama(northern Chile) coastal deserts during the last 120,000 yr.Quaternary Research, 62(3): 301—309

Stuut J B W, Prins M A, Schneider R Ret al, 2002. A 300-kyr record of aridity and wind strength in southwestern Africa:inferences from grain—size distributions of sediments on Walvis Ridge, SE Atlantic. Marine Geology, 180(1—4):221—233

Tada R, Murray R W, Alvarez Zarikian C Aet al, 2015. Proc.IODP, 346: College Station, TX (Integrated Ocean Drilling Program), doi: 10.2204/iodp.proc.346.2015

Wan S M, Li A C, Clift P Det al, 2007. Development of the East Asian monsoon: mineralogical and sedimentologic records in the northern South China Sea since 20 Ma.Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology,254(3—4): 561—582

Wan S M, Yu Z J, Clift P Det al, 2012. History of Asian eolian input to the West Philippine Sea over the last one million years. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology,326—328: 152—159

Winckler G, Anderson R F, Fleisher M Qet al, 2008. Covariant glacial—interglacial dust fluxes in the equatorial Pacific and Antarctica. Science, 320(5872): 93—96

Xiong Z F, Li T G, Crosta Xet al, 2013. Potential role of giant marine diatoms in sequestration of atmospheric CO2during the Last Glacial Maximum: δ13C evidence from laminatedEghmodiscus rexmats in tropical West Pacific. Global and Planetary Change, 108: 1—14

Xu Z K, Li T G, Clift P Det al, 2015. Quantitative estimates of Asian dust input to the western Philippine Sea in themid-late Quaternary and its potential significance for paleoenvironment. Geochemistry Geophysics Geosystems,16(9): 3182—3196

Xu Z K, Li T G, Clift P Det al, 2016. Comment on “Sr-Nd isotope composition and clay mineral assemblages in Eolian dust from the central Philippine Sea over the last 600 kyr:Implications for the transport mechanism of Asian dust” by Seo et al. Journal of Geophysical Research: Atmospheres,121(23): 14137—14141

Xu Z K, Li T G, Wan S Met al, 2012. Evolution of East Asian monsoon: Clay mineral evidence in the western Philippine Sea over the past 700 kyr. Journal of Asian Earth Sciences,60: 188—196

Xu Z K, Li T G, Wan S Met al, 2014. Geochemistry of rare earth elements in the mid-late Quaternary sediments of the western Philippine Sea and their paleoenvironmental significance. Science China Earth Sciences, 57(4): 802—812 Xu Z K, Li T G, Yu X Ket al, 2013. Sediment provenance and evolution of the East Asian winter monsoon since 700 ka recorded by major elements in the West Philippine Sea.Chinese Science Bulletin, 58(9): 1044—1052

Zhang W F, Chen J, Ji J Fet al, 2016. Evolving flux of Asian dust in the North Pacific Ocean since the late Oligocene. Aeolian Research, 23: 11—20

Zheng H B, Wei X C, Tada Ret al, 2015. Late Oligocene-early Miocene birth of the Taklimakan Desert. Proceedings of the National Academy of Sciences of the National Academy of Sciences, 112(25): 7662—7667

Ziegler C L, Murray R W, Plank Tet al, 2008. Sources of Fe to the equatorial Pacific Ocean from the Holocene to Miocene.Earth and Planetary Science Letters, 270 (3—4): 258—270