馬 奎, 李 鐵, 孫治雷, 張現(xiàn)榮, 柳嘉怡, 朱茂旭

末次盛冰期以來(lái)沖繩海槽中部沉積物有機(jī)碳和磷的地球化學(xué)研究

馬 奎1, 李 鐵1, 孫治雷2, 張現(xiàn)榮2, 柳嘉怡3, 朱茂旭1

(1. 中國(guó)海洋大學(xué) 化學(xué)化工學(xué)院, 山東 青島 266100; 2. 自然資源部 青島海洋地質(zhì)研究所, 山東 青島 266071; 3. 山東省青島第二中學(xué), 山東 青島 266500)

利用元素及同位素地球化學(xué)方法研究了沖繩海槽中部沉積物巖芯中有機(jī)碳及磷的地球化學(xué)特征及影響因素。結(jié)果表明, 沖繩海槽沉積速率(16.5~32.5 cm/ka)變化小, 不是沉積物中有機(jī)碳埋藏的重要影響因素。相對(duì)于全新世氧化性底水環(huán)境, 末次盛冰期/冰消期沖繩海槽缺氧底水環(huán)境提高了沉積物對(duì)有機(jī)碳的埋藏效率。沖繩海槽沉積物中各形態(tài)磷的相對(duì)含量與其他邊緣海沉積物中的相似。交換態(tài)磷(Ex-P)含量低、變化小。末次盛冰期/冰消期缺氧底水環(huán)境下鐵氧化物的還原溶解導(dǎo)致鐵結(jié)合磷(Fe-P)釋放以及自生磷礦物(Au-P)的形成。全新世氧化性底水條件有利于鐵氧化物的有效再生及對(duì)磷的再吸附, 但不利于Au-P的保存?？傆袡C(jī)碳(TOC)和有機(jī)磷(Org-P)之間良好的相關(guān)性表明TOC埋藏對(duì)Org-P含量的重要控制作用。沖繩海槽沉積物中碎屑磷(De-P)含量低于長(zhǎng)江口及東海陸架沉積物中的含量, 這與陸源碎屑向外海傳輸減弱有關(guān)。在約9.3 ka BP(巖芯200 cm深度), TOC、Fe-P、Org-P、De-P以及FeHR均出現(xiàn)的極小值可能由物質(zhì)坡移造成。

末次盛冰期; 沖繩海槽中部; 沉積物; 有機(jī)碳; 磷形態(tài)

海洋沉積物中有機(jī)碳的礦化是成巖作用的主驅(qū)動(dòng)力, 對(duì)相關(guān)元素的生物地球化學(xué)循環(huán)起著重要作用[1]。有機(jī)碳的成巖礦化受多種因素的影響, 如有機(jī)質(zhì)來(lái)源、沉積速率、底水氧化還原條件等, 從而影響有機(jī)碳的埋藏效率[1-2]。磷作為海洋中的重要營(yíng)養(yǎng)元素, 在海洋中經(jīng)過(guò)初級(jí)生產(chǎn)/再生、吸附/解吸等一系列循環(huán), 一部分最終埋藏在沉積物中, 其埋藏通量和形態(tài)受一系列因素的影響[3]。埋藏的磷還會(huì)發(fā)生一系列成巖循環(huán), 其中, 有機(jī)磷礦化、鐵錳氧化物的還原性溶解以及自生礦物的形成是磷成巖循環(huán)最重要過(guò)程。孔隙水磷一部分可擴(kuò)散進(jìn)入上覆水體再循環(huán), 另一部分形成自生礦物被永久埋藏[4]。因此, 海洋沉積物中有機(jī)碳和磷的埋藏及成巖循環(huán)對(duì)全球碳、磷及相關(guān)元素的成巖循環(huán)具有重要意義。

位于東海陸架邊緣的沖繩海槽為弧后盆地, 其不僅是重要的地質(zhì)構(gòu)造單元, 也是沉積和成巖作用的重要場(chǎng)所[5-8]。自末次盛冰期以來(lái), 由于海平面上升, 沖繩海槽的水動(dòng)力學(xué)條件、沉積環(huán)境及沉積物來(lái)源、底水氧化還原條件等都經(jīng)歷了很大變化[5-8]。不同研究者利用沖繩海槽沉積記錄揭示了全球氣候的演化[5-6,9]。然而, 末次盛冰期以來(lái), 沉積環(huán)境變化對(duì)沉積物中有機(jī)碳成巖礦化以及磷地球化學(xué)影響的研究卻很有限。本文對(duì)沖繩海槽中部一根長(zhǎng)6 m的重力柱沉積物開(kāi)展研究, 揭示末次盛冰期以來(lái)沉積環(huán)境的改變對(duì)沉積物中有機(jī)碳和磷成巖作用的影響。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況及樣品采集

沖繩海槽從臺(tái)灣島東北部的蘭陽(yáng)平原一直延伸到琉球群島的西南部, 是東海陸架與西太平洋之間的弧后盆地, 也是太平洋西邊界流——黑潮的重要通道[10]。沖繩海槽從東北向西南方向延伸, 長(zhǎng)約1 000 km, 北book=20,ebook=2寬南窄(南部為60~100 km, 最北端約為230 km), 深度從南部的1 000~2 000 m逐步減小到北部的600~ 900 m。末次盛冰期以來(lái), 隨著海平面上升, 沖繩海槽的陸源物質(zhì)輸入、黑潮強(qiáng)度和流量以及底水氧化還原條件都經(jīng)歷了重大變化[5-6,8]。盡管還存在一些不同認(rèn)識(shí)[11], 但一般都認(rèn)為在末次盛冰期, 由于較低的海平面以及琉球群島-臺(tái)灣陸橋的出現(xiàn)使得黑潮主軸移到琉球群島以東, 導(dǎo)致沖繩海槽水體為封閉的層化水體, 底水缺氧。在約14~7 ka BP, 由于海平面上升, 黑潮主軸重新進(jìn)入沖繩海槽, 底水變?yōu)檠趸h(huán)境[5-6]。在全新世, 海平面上升120 m, 已達(dá)到現(xiàn)今海平面位置。近20 ka BP以來(lái), 沖繩海槽中部沉積速率約為13~57 cm/ka[7-8,12]。由于受海平面、黑潮主軸位置及強(qiáng)度以及河流輸入通量等變化的影響, 沖繩海槽的沉積物物源復(fù)雜[7-8,13-14]。但自全新世以來(lái), 沖繩海槽中部的沉積物主要來(lái)自于長(zhǎng)江、黃河以及東海再懸浮沉積物的側(cè)向輸運(yùn), 此外, 臺(tái)灣島東北部河流沉積物輸送也有一定貢獻(xiàn)[7-8,14]。

采樣站位C08位于沖繩海槽中部(圖1), 水深大約965 m。用重力柱取樣器采集沉積物后, 水平放置, 迅速密封兩端, 于–5℃下冷凍保存。返回實(shí)驗(yàn)室后, 將沉積物在充滿(mǎn)氮?dú)獾氖痔紫渲薪鈨? 然后以5 cm間隔分割, 分割后的樣品在氮?dú)鈼l件下密封儲(chǔ)存, 置于–20℃的冷凍柜保存直至預(yù)處理。

圖1 沖繩海槽采樣站位 Fig. 1 Sampling station in the Okinawa Trough

1.2 樣品分析

1.2.1 有孔蟲(chóng)14C年代測(cè)定及沉積速率估算

選取6個(gè)不同深度的樣品用于14C年代測(cè)定。先用10%的過(guò)氧化氫浸泡沉積物以除去其中的有機(jī)質(zhì), 然后用孔徑0.063 mm(250目)標(biāo)準(zhǔn)銅篩沖洗樣品, 將收集的樣品置于50℃恒溫干燥, 用于挑選有孔蟲(chóng)。用孔徑為0.154 mm(100目)的篩子篩選上述處理后的樣品, 將樣品置于奧林巴斯SZX16體視顯微鏡下挑選個(gè)體較大且完整、殼面潔凈的有孔蟲(chóng)。挑選出的有孔蟲(chóng)為底棲和浮游混合種, 但未做具體種屬鑒定。有孔蟲(chóng)樣品的AMS14C定年在青島海洋科學(xué)與技術(shù)國(guó)家實(shí)驗(yàn)室完成, 所得原始數(shù)據(jù)用Calib 704軟件進(jìn)行日歷年齡校正(cal yr BP), 日歷年齡均從公元1950年向前推算。根據(jù)沉積物深度和校正的日歷年齡估算對(duì)應(yīng)深度范圍內(nèi)的線(xiàn)性沉積速率。

1.2.2 沉積物有機(jī)碳及碳同位素測(cè)定

準(zhǔn)確稱(chēng)取一定量(約1 g)冷凍干燥后的沉積物樣品, 加入20 mL 1 mol/L HCl振蕩24 h以溶解碳酸鹽, 離心10 min(4 800 r/min)后去除上清液, 用去離子水洗滌兩次, 殘余沉積物冷凍干燥, 并再次稱(chēng)重用于沉積物質(zhì)量校正, 然后將樣品研磨過(guò)篩(100目), 用Thermo EA1112元素分析儀測(cè)定碳含量。測(cè)定結(jié)果通過(guò)質(zhì)量校正后得到原始沉積物總有機(jī)碳(TOC)含量。用Thermo Scientific MAT253元素分析儀測(cè)定有機(jī)碳的穩(wěn)定同位素組成并表示為d13C(式1), 其中, (13C/12C)sample為樣品有機(jī)碳的13C/12C比值, (13C/12C)VPDM為同位素標(biāo)準(zhǔn)。

1.2.3 磷形態(tài)提取與測(cè)定

采用序列提取法得到5種不同形態(tài)的磷(表1)[15], 具體為交換態(tài)磷(Ex-P)、鐵結(jié)合態(tài)磷(Fe-P)、自生磷(Au-P)、碎屑磷(De-P)和有機(jī)磷(Org-P)。簡(jiǎn)單流程為: 準(zhǔn)確稱(chēng)取一定量(約150 mg)冷凍干燥后的沉積物, 按照表1中的流程依次提取不同形態(tài)磷。每步提取后離心(4 800 r/min, 15 min), 上清液過(guò)濾(0.22 μm), 收集后用于磷測(cè)定。提取后的殘余沉積物分別用1 mol/L MgCl2和蒸餾水各清洗一次, 防止磷的重吸附, 然后用于下一步提取。提取的磷均用磷鉬藍(lán)法測(cè)定, 同時(shí)提取的高活性鐵(FeHR)用鄰二氮菲顯色法測(cè)定。各形態(tài)磷以及FeHR含量均表示為每克干沉積物中的量book=21,ebook=3(μmol/g)。重復(fù)樣的相對(duì)偏差為: Ex-P: 0.19%~11.8% (平均值5.7%), Fe-P: 0.02%~12.8%(平均值6%), Au-P: 0.03%~10.8%(平均值4.1%), De-P: 0.08%~4.8%(平均值2.3%), Org-P: 0.01%~10.8%(平均值3.6%)?？偭锥x為上述5種磷形態(tài)的總和, 各形態(tài)磷占總磷的比例通過(guò)兩者的含量比來(lái)計(jì)算。

表1 沉積物中不同磷形態(tài)序列提取流程 Tab. 1 Sequential extraction procedure for partitioning of phosphorus in sediments

2 結(jié)果

2.1 沉積物14C定年及沉積速率

根據(jù)有孔蟲(chóng)14C定年結(jié)果得到不同深度的年代和線(xiàn)性沉積速率見(jiàn)表2和圖2。深部522.5~532.5 cm之間有孔蟲(chóng)樣品的平均日歷年齡為22.2 ka BP, 位于末次盛冰期。根據(jù)14C定年結(jié)果, 末次盛冰期(18~ 24 ka BP)與C08柱樣的393 cm及以下深度相對(duì)應(yīng); 冰消期(11~18 ka BP)海平面上升, 與238~393 cm的深度范圍相對(duì)應(yīng); 全新世從約11 ka BP開(kāi)始(即238 m深度向上), 海平面持續(xù)上升, 在約6 ka BP時(shí)達(dá)到現(xiàn)今海平面位置(圖2)。

表2 C08站點(diǎn)AMS 14C測(cè)年與沉積速率 Tab. 2 AMS 14C dating and sedimentation rates in core C08

估算的沉積速率為16.5~32.5 cm/ka, 除在約16.3 ka BP時(shí)的最小沉積速率(16.5 cm/ka)外, 在末次盛冰期至冰消期沉積速率隨深度減小而減小。本文的沉積速率與文獻(xiàn)報(bào)道的相鄰站點(diǎn)的結(jié)果基本一致[7]。

2.2 TOC及d13C

沉積物TOC含量為0.51%~1.34%。在沉積物表層含量為1.34%, 隨深度增加含量逐漸下降, 在192 cm (約8.95 ka BP)TOC含量最低(0.51%), 然后含量迅速增加, 在223 cm處(約10.3 ka BP)達(dá)到1.10%(圖2)。在此深度以下, TOC含量在0.94%~1.19%(1.03%±0.06%)小范圍內(nèi)波動(dòng)。TOC的δ13C在–22.80‰~ –21.31‰之間, 無(wú)明顯的深度變化, 其平均值為–21.88‰± 0.29‰ (圖2)。

2.3 沉積物中磷形態(tài)分布

5種磷形態(tài)的深度分布見(jiàn)圖2。Ex-P的含量為0.23~0.53 μmol/g, 占總磷的1.6%~3.9%。Ex-P含量隨深度無(wú)明顯變化。Fe-P含量為0.19~0.71 μmol/g, 其含量隨深度增加逐漸減小, 在192 cm深度處(約8.95 ka BP)達(dá)到極小值0.20 μmol/g, 然后迅速增加, 在202 cm深度(約9.4 ka BP)附近達(dá)到極大值0.61 μmol/g。深度從202~282 cm(9.4~12.8 ka BP), Fe-P含量又開(kāi)始逐漸下降, 達(dá)到0.21 μmol/g后保持相對(duì)穩(wěn)定。Au-P含量為2.35~6.94 μmol/g, 從表層到187 cm深度處(約8.7 ka BP), 其含量相對(duì)穩(wěn)定(平均為3.52 μmol/g ± 0.56 μmol/g), 然后其含量隨深度增加迅速增加, 在book=22,ebook=4202 cm深度處(約9.4 ka BP)達(dá)到最大值5.41 μmol/g。在此深度以下, Au-P含量在3.1~6.9 μmol/g之間波動(dòng)。Org-P含量為1.14~3.58 μmol/g, 其含量隨深度增加逐漸下降, 在200 cm深度處(約9.3 ka BP)達(dá)到最小值(1.14 μmol/g), 然后在200~202 cm 深度之間(9.3~9.4 ka BP)含量快速增加到2.37 μmol/g。在該深度以下, Org-P含量變化不明顯(平均含量為2.33 μmol/g ± 0.23 μmol/g)。De-P含量范圍為3.58~8.36 μmol/g, 占總磷的37.0%~56.6%。

圖2 C08站點(diǎn)沉積物自末次盛冰期以來(lái)的地球化學(xué)指標(biāo)及海平面變化[16] Fig. 2 Geochemical proxies and sea level changes in core C08 since the Last Glacial Maximum[16]

3 討論

3.1 沉積物有機(jī)碳的埋藏

邊緣海沉積物中TOC通常為陸源和海源有機(jī)碳的混合物。兩者的相對(duì)含量可用二端元質(zhì)量模型來(lái)估算:

其中δ13Csample為沉積物樣品TOC的同位素組成, fmar和(1 – fmar)分別為海源有機(jī)碳(Cmar)和陸源有機(jī)碳book=23,ebook=5(Cterr)占TOC的份數(shù)。由于沖繩海槽陸源沉積物物源的復(fù)雜性, 難以準(zhǔn)確確定該端元的同位素組成(δ13Cterr)。在本研究中, 為了近似地估算fmar, 我們根據(jù)文獻(xiàn)報(bào)道簡(jiǎn)單地給定δ13Cmar和δ13Cterr的端元值分別為–20‰和–26.5‰[17-18]。估算得到的fmar占57%~ 80%(71% ± 4.5%)(圖3), 且隨深度增加fmar無(wú)明顯變化, 這表明自末次盛冰期以來(lái), 海平面上升對(duì)沉積物中海源有機(jī)碳的相對(duì)比例均無(wú)明顯影響。

圖3 C08站點(diǎn)沉積物陸源有機(jī)碳(fterr)和海源有機(jī)碳(fmar)占TOC百分份數(shù)的垂直分布 Fig. 3 Profiles of percent fractions of terrestrial (fterr) and marine (fmar) organic carbon in the TOC in core C08

自末次盛冰期以來(lái), 海平面上升導(dǎo)致沖繩海槽沉積速率逐漸降低(圖2), 且最小沉積速率區(qū)間大致與海平面快速上升期基本吻合。全新世早期以后, 海平面達(dá)到最高點(diǎn), 此后沉積速率基本保持不變, 為穩(wěn)態(tài)的沉積環(huán)境。盡管自末次盛冰期以來(lái)海平面上升了約120 m, 但沉積速率的變化很小(16.5~32.5 cm/ka)。這可歸因于兩方面的原因: 一方面, 由于溫度升高, 化學(xué)風(fēng)化增強(qiáng), 長(zhǎng)江流域向東海輸入的陸源有機(jī)碳增加, 在一定程度上抵消了因海平面上升及沉積速率下降導(dǎo)致的有機(jī)碳沉積的減少; 另一方面, 海平面上升后黑潮加強(qiáng), 使臺(tái)灣島東北部河流沉積物輸送增加, 可使沉積物的輸入得到一定程度的補(bǔ)充。

在全新世期間, 隨深度增加TOC含量逐漸降低, 這可歸因于有機(jī)碳在埋藏過(guò)程中逐漸降解所致?？傮w而言, 末次盛冰期/冰消期的TOC含量高于全新世期(除表層47 cm外)。這一差異不應(yīng)是沉積速率以及有機(jī)碳活性變化引起的, 因?yàn)閺哪┐问⒈?冰消期到全新世沉積速率變化都很小, fmar無(wú)明顯的深度變化也表明有機(jī)碳的活性無(wú)明顯改變?？赡艿脑蚴堑姿趸€原環(huán)境的改變導(dǎo)致了有機(jī)碳埋藏效率的改變。有學(xué)者認(rèn)為[5-7], 在末次盛冰期/冰消期, 由于海平面下降, 黑潮主軸遷移到琉球群島東側(cè), 沖繩海槽水體變?yōu)榉忾]的層化水體, 導(dǎo)致底水缺氧, 該推斷得到了沉積物中硫地球化學(xué)的進(jìn)一步證實(shí)。有研究表明[5-6], 末次盛冰期/冰消期沉積物中總硫含量(主要為硫化物)明顯高于全新世沉積物中的含量。這通常是缺氧底水條件下, 沉積物中硫酸鹽還原速率提高, 硫化物積累量增加的結(jié)果。進(jìn)入全新世后, 隨海平面上升, 黑潮主軸返回沖繩海槽, 其底水變?yōu)檠趸h(huán)境。缺氧底水環(huán)境下有機(jī)碳礦化效率低, 有利于有機(jī)碳的埋藏; 氧化性底水環(huán)境下有機(jī)碳礦化效率高, 不利于有機(jī)碳的積累[2,19]。以上因素導(dǎo)致了末次盛冰期/冰消期TOC含量較高。在末次盛冰期/冰消期, TOC含量無(wú)明顯的深度變化, 這表明埋藏后的有機(jī)碳未經(jīng)歷明顯的后續(xù)成巖礦化。由于底水為缺氧環(huán)境, 沉積物孔隙水通常為高還原的硫化(sulfidic)環(huán)境, 有利于沉積物中有機(jī)碳的長(zhǎng)期保存。

在沉積物200 cm深度處(約9.3 ka BP), TOC含量的極小值可能是重力流沉積造成的。結(jié)合磷形態(tài)以及活性鐵等地球化學(xué)證據(jù), 我們初步推斷該不連續(xù)性沉積是陸坡的物質(zhì)坡移導(dǎo)致。

3.2 沉積物中磷形態(tài)分布的影響因素

C08站點(diǎn)沉積物中各形態(tài)磷占總磷的相對(duì)份數(shù)(圖4)與其他邊緣海沉積物中的無(wú)明顯差異[20-21]。Ex-P為弱結(jié)合態(tài)的高活性磷[20], C08站點(diǎn)的Ex-P含量?jī)H占總磷的2.60% ± 0.44%(圖4), 這與在大陸架沉book=24,ebook=6積物中Ex-P所占份數(shù)很低的特征一致[21]。盡管Ex-P為最具活性的形態(tài), 但該形態(tài)隨海平面的上升變化很小。其主要原因是Ex-P含量很低, 沉積環(huán)境的改變不足以使其發(fā)生明顯變化。

圖4 C08站點(diǎn)沉積物磷形態(tài)(Ex-P、Fe-P、Au-P、De-P和Org-P)占總磷百分比隨年代的分布 Fig. 4 Vertical profiles of percent fractions of various phosphorus species in total phosphorus in core C08

由于鐵的氧化還原敏感性以及鐵氧化物的高吸附容量, 鐵的氧化還原對(duì)沉積物中磷的循環(huán)及形態(tài)分布產(chǎn)生重要影響[22]。在氧化的表層沉積物中, 孔隙水磷可被鐵氧化物有效吸附。在沉積物的氧化還原界面上, 鐵的氧化性沉淀還可有效地共沉淀向上擴(kuò)散的孔隙水磷[23-24]。隨深度增加, 鐵的還原性溶解可導(dǎo)致磷釋放到孔隙水中, 其中一部分可向上擴(kuò)散進(jìn)入到上覆水體中, 也可被再次吸附/共沉淀在表層沉積物中, 還有一部分孔隙水磷會(huì)形成自生磷礦物[24-25]。因此, 沉積物中Fe-P與鐵的氧化還原循環(huán)密切相關(guān)。在C08站點(diǎn), 末次盛冰期/冰消期Fe-P含量明顯低于全新世的含量(圖2), 我們推測(cè)這是沖繩海槽底水氧化還原環(huán)境變化導(dǎo)致的。末次盛冰期/冰消期沖繩海槽缺氧底水有利于鐵氧化物的還原性溶解和磷的釋放[23,26], 但不利于鐵氧化物在表層沉積物中的氧化性再生及對(duì)磷的再吸附[4], 從而導(dǎo)致大量磷可直接釋放到上覆水體中, 最終導(dǎo)致末次盛冰期/冰消期沉積物中Fe-P含量比全新世的低。這說(shuō)明底水的氧化還原環(huán)境對(duì)沉積物中Fe-P含量產(chǎn)生重要影響。在整個(gè)全新世, 盡管在約200 cm深度(約9.3 ka BP)處存在明顯的Fe-P極小值(見(jiàn)后面解釋), 但總體上隨深度增加Fe-P減小, 這與高活性鐵(FeHR)含量的垂直分布基本一致(圖2), 進(jìn)一步說(shuō)明了在缺氧底水條件下鐵氧化物的還原性溶解導(dǎo)致了磷的釋放。在全新世穩(wěn)定的氧化性底水條件下, 從表層氧化的環(huán)境到深部還原的環(huán)境提高了FeHR還原性溶解, 從而使得Fe-P隨深度也逐步減小。

Au-P主要為生物磷灰石(包括魚(yú)骨和魚(yú)牙)和自生磷灰石[27]。在C08站點(diǎn), Au-P含量占總磷的比例較高(圖4), 在沉積物上部200 cm(約9.3 ka BP)的含量比深部的低(圖2)。這是因?yàn)樵谘趸缘姿畻l件下, 沉積物表層有氧呼吸作用產(chǎn)生的CO2不利于自生磷灰石的形成或增強(qiáng)了Au-P的溶解, 導(dǎo)致了Au-P埋藏量較低[28]。在缺氧底層水條件下, Fe-P還原溶解釋放的磷可部分積累于孔隙水中, 有利于自生磷礦物的形成[24-25], 從而導(dǎo)致了較高的Au-P含量。

在C08站點(diǎn), Org-P為總磷的重要組成部分(16.6% ± 1.87%), 這與其他許多陸架海沉積物相似[21,29]。Org-P含量與有機(jī)質(zhì)礦化及最終埋藏密切相關(guān), C08站點(diǎn)的Org-P剖面分布與TOC類(lèi)似(圖2), 二者之間有良好的正相關(guān)性(R2= 0.58)(圖5), 這說(shuō)明TOC的埋藏/礦化是Org-P含量的重要控制因素。在上部200 cm深度(約9.3 ka BP)范圍內(nèi), 隨深度增加TOC和Org-P含量同步減少應(yīng)是兩者逐步礦化的結(jié)果。在更深部, TOC和Org-P含量都較高且相對(duì)穩(wěn)定, 這應(yīng)是在缺氧底水環(huán)境下, 沉積物中有機(jī)質(zhì)的礦化作用較弱導(dǎo)致的。

圖5 沉積物中有機(jī)磷(Org-P)含量與總有機(jī)碳(TOC)含量的相關(guān)關(guān)系 Fig. 5 Correlations of Org-P versus TOC in the sediments

在C08站點(diǎn), 所有磷形態(tài)中De-P含量最高(平均含量6.65 μmol/g), 該含量低于長(zhǎng)江河口及東海陸架沉積物中的含量(6.60~13.74 μmol/g)[29-32]。海洋沉積物中的De-P主要為比重較大的陸源碎屑磷灰石, 多沉積在河口及近海區(qū), 從內(nèi)陸架到陸坡以外的海區(qū)其含量逐步減少, 這是C08站點(diǎn)De-P含量總體上比長(zhǎng)江河口及東海陸架海沉積物中低的原因。

從理論上講, 在末次盛冰期, 海平面較低, 河口更接近沖繩海槽, 輸入到?jīng)_繩海槽的De-P應(yīng)較高; 隨海平面的上升, 輸送到?jīng)_繩海槽的De-P會(huì)逐步減少。據(jù)此推測(cè), 末次盛冰期De-P的含量應(yīng)高于全新世。然而, 前者的含量并不高于后者(圖2)。這可歸因于在末次盛冰期低溫干燥的氣候條件下, 風(fēng)化作用弱以及河流輸入通量低, 導(dǎo)致了沖繩海槽中De-P的積累并不高。

在巖芯200 cm深度處(約9.3 ka BP), TOC、Fe-P、Org-P、De-P以及FeHR都出現(xiàn)明顯的極小值(圖2)。該深度處對(duì)應(yīng)的海平面上升和沉積速率并無(wú)急劇變化, 因此, 該極小值不應(yīng)是陸源輸入物質(zhì)性質(zhì)的快速改變導(dǎo)致; 也不是底水氧化還原環(huán)境急劇變化導(dǎo)致, 因?yàn)樵摃r(shí)期為早全新世, 底水為穩(wěn)定的氧化環(huán)book=25,ebook=7境[5-6]。我們初步推測(cè), 陸坡物質(zhì)坡移導(dǎo)致重力流沉積, 使得沉積物地球化學(xué)性質(zhì)發(fā)生突變。盡管沖繩海槽物質(zhì)坡移已有報(bào)道[7], 然而, 針對(duì)C08站點(diǎn), 我們的推斷還需更多地球化學(xué)證據(jù)的驗(yàn)證, 如碎屑礦物的證據(jù)。

4 結(jié)論

相對(duì)于全新世(除表層47 cm外), 末次盛冰期/冰消期的TOC含量較高, 可歸因于該時(shí)期沖繩海槽底水為缺氧環(huán)境, 有利于有機(jī)碳的埋藏; 在全新世, 氧化性的底水環(huán)境不利于有機(jī)碳積累。從末次盛冰期以來(lái), 沉積速率變化小(16.5~32.5 cm/ka), 對(duì)沉積物中有機(jī)碳的組成和含量影響也很小。在缺氧底層水環(huán)境下, TOC含量無(wú)明顯的深度變化, 表明埋藏后的有機(jī)碳未經(jīng)歷明顯的后續(xù)成巖礦化。

沖繩海槽沉積物中各形態(tài)磷份數(shù)與其他邊緣海沉積物無(wú)明顯差異。Ex-P含量最低, 隨時(shí)間變化不明顯。末次盛冰期/冰消期缺氧底水不利于鐵氧化物的氧化性再生及對(duì)磷的再吸附, 導(dǎo)致該時(shí)期的Fe-P含量低于全新世。氧化性底水條件可促進(jìn)Au-P的溶解, 而缺氧底水條件下Fe-P的還原溶解可促進(jìn)Au-P的形成, 導(dǎo)致了末次盛冰期/冰消期Au-P含量高于全新世。Org-P含量與TOC的正相關(guān)性表明有機(jī)碳的埋藏/礦化是Org-P的重要控制因素。陸源碎屑向外海傳輸減弱, 使得沖繩海槽沉積物中De-P的含量低于長(zhǎng)江河口及東海陸架。氣候條件以及風(fēng)化作用等影響使得末次盛冰期/冰消期的De-P并不高于全新世的含量。

在約9.3 ka BP(巖芯200 cm深度), 海平面上升和沉積速率無(wú)急劇變化, 而TOC、Fe-P、Org-P、De-P以及FeHR在此處均出現(xiàn)明顯的極小值, 這可能是在重力流作用下陸坡物質(zhì)坡移導(dǎo)致的。

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Characterizing the geochemical properties of organic carbon and phosphorus in the sediments of the middle Okinawa Trough since the Last Glacial Maximum for clarity

MA Kui1, LI Tie1, SUN Zhi-lei2, ZHANG Xian-rong2, LIU Jia-yi3, ZHU Mao-xu1

(1. College of Chemistry and Chemical Engineering, Ocean University of China, Qingdao 266100, China; 2. Qingdao Institute of Marine Geology, Ministry of Natural Resources, Qingdao 266071, China; 3. Qingdao No. 2 Middle School of Shandong Province, Qingdao 266500, China)

We employed elemental and isotope geochemical methods to investigate the geochemical characteristics and influencing factors of organic carbon (OC) and phosphorus (P) in the sediment cores collected from the middle Okinawa Trough. The results showed that the sedimentation rates (16.5~32.5 cm/ka) had only small variations, thereby having no significant effect on the burial of OC. The anoxic bottom water conditions during the last Glacial/Deglacial Maximum promoted the sediment burial of OC as compared the conditions under the oxidative bottom water conditions during the Holocene. The middle sediments of Okinawa Trough have percent fractions of various forms of P that are similar to the sediments present in other marginal seas. The contents of exchangeable or loosely absorbed P (Ex-P) were lower and present at an invariable depth. The anoxic bottom water conditions during the last Glacial/Deglacial Maximum facilitated the reductive dissolution of iron (Fe) oxides, thus leading to the release of Fe-bound P (Fe-P) and the formation of authigenic P (Au-P) forms. Oxic conditions during the Holocene favored the oxidative regeneration of Fe (III) oxides and re-adsorption of P, but dampened the burial of Au-P. A significant linear correlation between total OC (TOC) and organic P (Org-P) indicates that the sediment burial/remineralization of OC exerted an important control on the content of Org-P. The contents of detrital phosphorus (De-P) in the sediments of Okinawa Trough were lower than those in the sediments of the Yangtze Estuary and the East China Sea shelf; this observation could be ascribed to the gradual decrease in the transport of De-P particles from the nearshore areas to the open sea. At about 9.3 ka (depth of 200 cm), mass wasting may have caused abrupt changes in the contents of TOC, Fe-P, Org-P, De-P, and reactive iron.

the Last Glacial Maximum; the middle Okinawa Trough; sediments; organic carbon; phosphorus forms

Mar. 11, 2020

P714+.4

A

1000-3096(2020)11-0019-09

10.11759/hykx20200311001

2020-03-11;

2020-05-06

國(guó)家自然科學(xué)基金(41776085, 91858208); 中國(guó)海洋地質(zhì)調(diào)查局海洋地質(zhì)調(diào)查項(xiàng)目(DD20190819)

[National Natural Science Foundation of China, Nos. 41776085, 91858208; Marine Geological Survey Program of China Geological Survey, No. DD20190819]

馬奎(1992-), 女, 山東棗莊人, 碩士研究生, 主要從事海洋化學(xué)研究, E-mail: 924743101@qq.com; 朱茂旭(1967-), 通信作者, 男, 教授, 主要從事海洋化學(xué)研究, E-mail: zhumaoxu@ouc.edu.cn

(本文編輯: 康亦兼)