徐兆凱 孫天琪 常鳳鳴

澳大利亞古季風(fēng)演化過程、主要控制因素及其海洋生物生產(chǎn)力效應(yīng)*

徐兆凱1, 2, 3, 4孫天琪1, 5①常鳳鳴1, 2, 3

(1. 中國科學(xué)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(xué)與技術(shù)試點國家實驗室 海洋地質(zhì)過程與環(huán)境功能實驗室 青島 266061; 3. 中國科學(xué)院海洋大科學(xué)研究中心 青島 266071; 4. 中國科學(xué)院第四紀(jì)科學(xué)與全球變化卓越創(chuàng)新中心 西安 710061; 5. 中國科學(xué)院大學(xué) 北京 100049)

新生代以來澳大利亞板塊向北漂移了~20°, 氣候也隨之發(fā)生了明顯改變, 即其北部逐漸進(jìn)入了熱帶輻合帶的影響范圍, 與亞歐大陸間的聯(lián)系越來越緊密。上新世時印度尼西亞貫穿流的流通性受到限制, 這可能直接促成了澳大利亞季風(fēng)的形成。海洋沉積記錄顯示, 澳大利亞氣候的季節(jié)性特征最早出現(xiàn)于~3.5 Ma, 而現(xiàn)代意義上的澳大利亞季風(fēng)則形成于~2.4 Ma。第四紀(jì)階段的澳大利亞季風(fēng)表現(xiàn)出明顯的軌道周期: 冰期(間冰期)時夏季風(fēng)減弱(加強(qiáng)), 其演化主要受控于北半球日射量、東亞冬季風(fēng)的跨赤道作用、表層海水溫度與海平面高度變化。在更短的時間尺度上, 末次冰期以來的澳大利亞季風(fēng)則具有與北半球高緯度地區(qū)典型氣候事件相似的千年周期, 大致表現(xiàn)為: 北半球的丹斯伽阿德—厄施格爾(Dansgaard/Oeschger)暖期對應(yīng)著澳大利亞夏季風(fēng)強(qiáng)度的減弱, 而北半球的海因里希(Heinrich stadials)與新仙女木(Younger Dryas)冷事件時澳大利亞夏季風(fēng)增強(qiáng)。但馬來群島不同地區(qū)的上述古氣候記錄之間存在差異, 這可能與區(qū)域性因素的影響有關(guān)。季風(fēng)降水的千年尺度變化與熱帶輻合帶的位置密切相關(guān), 且其相位變化與同緯度的非洲和南美洲古季風(fēng)截然不同, 明顯響應(yīng)了北半球日射量, 這可能與亞洲季風(fēng)系統(tǒng)的跨赤道作用有關(guān)。末次冰期古生產(chǎn)力研究表明, 在班達(dá)海與澳大利亞西北沿海, 澳大利亞季風(fēng)可以通過影響洋流模式、陸表降水與徑流, 來控制陸源物質(zhì)向海洋的輸送、海水結(jié)構(gòu)的穩(wěn)定性以及表層海水過程, 進(jìn)而影響海洋生物生產(chǎn)力。

澳大利亞古季風(fēng); 演化歷史; 控制因素; 生產(chǎn)力

澳大利亞是目前世界上有人類居住的最干旱的大陸。它北鄰地球上最大的水汽與熱量源區(qū)——印度洋-太平洋暖池, 且該暖池通過印度尼西亞貫穿流及其向南的支流——利文流為澳大利亞季風(fēng)區(qū)提供了大量的水汽(Cane, 2001; Molnar, 2015)。這些水汽分別在澳大利亞夏季風(fēng)和南半球的西風(fēng)帶的作用下降落在澳大利亞的北部和南部地區(qū)(Stuut, 2019), 從而有效地緩解了澳大利亞的干旱(Christensen,2017)。具體來講, 從10月份到次年的4月份, 澳大利亞北部與印度尼西亞南部地區(qū)盛行西北風(fēng), 降水豐沛, 該降水量可達(dá)到全年降水總量的90%(Spooner,2005; Stuut,2019); 5—9月, 則盛行東南風(fēng), 降水很少, 氣候干燥。熱帶輻合帶對季風(fēng)系統(tǒng)有重要影響, 其在南半球的冬季位于~10°—15°N, 在亞洲最北可遠(yuǎn)至~30°N(楊彩福等, 2003); 而在南半球的夏季, 熱帶輻合帶則向南移動到澳大利亞北部地區(qū)(Hobbs, 1998)(圖1)。

圖1 洋流與文中涉及站位的分布圖

a: 葫蘆洞(Wang, 2001); b: 婆羅洲(Partin, 2007); c: VM33-80孔(Muller, 2012); d: SHI 9016孔(Spooner,2005); e: Liang Luar洞(Griffiths, 2009); f: GeoB 10053-7孔(Mohtadi, 2011); g—j: SO185-18460孔, SO185-18479孔, MD01-2378孔和SO185-18506孔(Kuhnt,2015); k: Ball Gown洞(Denniston,2013b); l: U1463站(Christensen,2017); m: ODP122‐762B (Stuut, 2019); n: U1461站(Ishiwa, 2019); o: C126洞(Denniston, 2013a); p: FR10/95‐GC17 (van der Kaars, 2002); q: MD00‐2361 (Stuut, 2014, 2019); r: U1459站(Groeneveld, 2017); s: Nullarbor洞(Sniderman, 2016); t: MD05-2920孔(Tachikawa,2011); u: MD98-2175孔(Beaufort,2010); v: 寶雞剖面(Ding,2002); w: 三寶洞(Wang,2008); x: ODP 1146 (Wan,2010); y: MD06-3047孔(Xu,2015)

近年來, 隨著全球性增溫現(xiàn)象的日益加劇, 澳大利亞季風(fēng)區(qū)的大氣溫度和降水強(qiáng)度都發(fā)生了明顯變化, 其中頻發(fā)的極端天氣(如洪澇和干旱)更是嚴(yán)重地影響到了當(dāng)?shù)氐姆植己涂衫贸潭? 進(jìn)而對社會、經(jīng)濟(jì)和區(qū)域生態(tài)環(huán)境等產(chǎn)生了巨大的威脅(Hope,2010)。因此, 研究地質(zhì)歷史時期澳大利亞氣候環(huán)境變化的過程與主要控制因素, 進(jìn)而更好地預(yù)測其未來的變化趨勢就顯得尤為重要(Steinke,2014)。在現(xiàn)今情況下, 多個氣候驅(qū)動因素可以從氣流強(qiáng)度和水汽含量等方面控制澳大利亞夏季風(fēng)強(qiáng)度的年際變化, 如40—60 d周期的季節(jié)內(nèi)振蕩(Madden Julian Oscillation), 印度洋-太平洋暖池及附近海水物化性質(zhì)的變化, 以及3—7 a周期的厄爾尼諾-南方濤動活動(El Ni?o/Southern Oscillation)等(Nicholls,1982; Rogers,2017)。在構(gòu)造時間尺度上, 澳大利亞季風(fēng)降水的變化可能主要受控于印度尼西亞水道對印度尼西亞貫穿流的限制作用(Christensen,2017)、印度洋表層海水溫度的波動(Andrae,2018; Stuut,2019)以及北半球日射量與氣壓的跨赤道作用(Andrae,2018)。在軌道時間尺度上, 該季風(fēng)降水的演變可能主要與日射量(Magee,2004; Beaufort,2010; Tachikawa,2011)、表層海水溫度和海平面高度(Spooner,2005; De Deckker,2014)以及東亞季風(fēng)強(qiáng)度有關(guān)(Tachikawa,2011)。在千年時間尺度上, 澳大利亞季風(fēng)降水的變遷過程和驅(qū)動機(jī)制更為復(fù)雜, 一方面, 它與熱帶輻合帶的位置密切相關(guān)(Denniston,2013b, c); 另一方面, 它與北半球高緯千年時間尺度氣候事件同步(Ayliffe,2013), 這可能是受到了北大西洋翻轉(zhuǎn)流的影響(Muller,2012); 此外, 該季風(fēng)降水與南半球的其他區(qū)域季風(fēng)呈反相位變化, 這可能與亞洲-澳大利亞季風(fēng)的系統(tǒng)性有關(guān)(Miller,2005); 最后, 海平面的高度、表層海水的溫度、大氣二氧化碳的含量、馬來群島暴露于海平面之上的面積以及植被與冰川的反饋作用等(Muller,2012; Ayliffe,2013; Denniston,2013b; Kuhnt,2015)均可能對澳大利亞季風(fēng)降水有調(diào)節(jié)作用。下面我們將從不同時間跨度和不同時間分辨率層面上對澳大利亞季風(fēng)的形成和演化過程、主要控制因素（表1）、海洋生物生產(chǎn)力效應(yīng)及亟待加強(qiáng)的重點研究方向等展開闡述。

1 澳大利亞季風(fēng)的形成時間和成因機(jī)制

澳大利亞季風(fēng)的形成很可能受到了板塊運動、馬來群島地形、印度尼西亞貫穿流、印度洋環(huán)流模式以及日射量等諸多復(fù)雜因素的控制, 其具體形成時間需要緊密結(jié)合澳大利亞的氣候演化歷史來確定(Christensen,2017; Andrae,2018; Stuut,2019)。由于澳大利亞第四紀(jì)之前的古氣候記錄載體匱乏, 且相應(yīng)的定年效果欠佳, 所以相對而言我們對該時間段的澳大利亞季風(fēng)演化歷史仍知之甚少(Herold,2011; Stuut,2019)?，F(xiàn)有的少量長時間跨度的澳大利亞氣候記錄主要以海洋沉積物巖芯為載體, 其中陸源輸入指標(biāo)的剖面變化結(jié)果顯示晚中新世階段澳大利亞西北部的氣候干旱, 而上新世時降水增多, 氣候十分濕潤, 此時風(fēng)塵物質(zhì)的入海輸送量低且變化幅度小, 表明該濕潤期的年際降水分布均勻(Christensen,2017; Stuut,2019)。具體來講, 風(fēng)塵記錄指示著~3.3 Ma時澳大利亞西北部氣候向干旱與季節(jié)性降水過渡, 隨后在~2.4 Ma時風(fēng)塵輸送量的變化幅度明顯增加, 代表著類似于現(xiàn)代季風(fēng)氣候的形成(圖2d)(Christensen,2017)。海洋沉積物中碳同位素的研究結(jié)果則顯示出更老的干旱起始時間, 早在~3.5 Ma時, 澳大利亞的C4植被就開始明顯增加, 指示著當(dāng)時季節(jié)性降水特征的強(qiáng)化(圖2f)(Andrae,2018)。而Stuut等(2019)的研究則顯示澳大利亞西北部的早上新世濕潤期在3.8 Ma時到達(dá)頂峰, 此后持續(xù)變干且降水的變化幅度增大, 尤其是在2.8 Ma之后, 伴隨著北半球冰期的開始與北半球季風(fēng)的增強(qiáng), 澳大利亞強(qiáng)降水事件的發(fā)生頻率明顯上升(圖2e)。綜上可見, 澳大利亞氣候的季節(jié)性特征最早出現(xiàn)于~3.5 Ma時, 而現(xiàn)代意義上的季風(fēng)則形成于~2.4 Ma時(Christensen,2017)。而Herold等(2011)基于模擬實驗的定量重建結(jié)果表明, 澳大利亞北部及東部沿海在中新世時就已經(jīng)出現(xiàn)了較弱的季風(fēng)性氣候。與澳大利亞季風(fēng)的演化歷史相比較, 亞洲季風(fēng)的存在時間明顯偏長(An, 2000; Huang,2007; Wan,2010; Clift,2014; Xu,2015), 例如, 南海的沉積記錄顯示東亞冬季風(fēng)在14 Ma、8 Ma與3.5 Ma時加強(qiáng), 東亞與南亞夏季風(fēng)則自中新世以來大致呈減弱趨勢(Huang,2007; Wan,2010), 而在3.5 Ma時澳大利亞季風(fēng)與亞洲季風(fēng)的演化趨勢都發(fā)生了顯著變化(圖2)。

1.1 印度洋表層海水溫度與印度尼西亞貫穿流

澳大利亞西北部的現(xiàn)代降水主要由澳大利亞夏季風(fēng)提供, 其中約70%的降水來自于熱帶氣旋, 該氣旋形成在印度洋和太平洋的高表層海水溫度(>26.5°C) 區(qū)域(De Deckker,2002; Tory,2015)。中上新世時, 全球大氣溫度高于現(xiàn)在~2—3°C (Thompson,1996; Dowsett, 1999, 2008; Haywood,2004; Brierley,2010; Herbert,2016), 此時的印度洋-太平洋暖池范圍擴(kuò)張, 澳大利亞周邊的表層海水溫度上升, 促進(jìn)了澳大利亞季風(fēng)降水與熱帶氣旋的生成(Fedorov,2010)。再加上此時茂密植被對降水的正反饋作用, 所以上新世時澳大利亞西北部的氣候濕潤(Christensen,2017; Andrae,2018; Stuut,2019)。

此外, 還有研究表明馬來群島的地形變化可以通過控制印度尼西亞貫穿流的流量來影響印度洋的海洋環(huán)流與表層海水溫度: 印度尼西亞貫穿流的受限會減少對印度洋的水汽供給, 進(jìn)而調(diào)節(jié)著印度洋及其周邊地區(qū)(包括澳大利亞)的氣候(Cane,2001; Molnar,2015)。~3.5 Ma時印度尼西亞水道的受限和印度尼西亞貫穿流流量的減少引起了印度洋次表層海水鹽度和溫度的降低(Karas,2009, 2011), 如印度洋中心和東部地區(qū)的表層海水溫度分別下降了2°C (Herbert,2010)和2—3°C (Karas,2011), 致使印度洋可以提供的水汽減少, 而澳大利亞西北部的氣候也相應(yīng)變干, 于2.4 Ma時進(jìn)入到干旱期, 降水也呈現(xiàn)出了季節(jié)性(Christensen,2017; Andrae,2018)。蘇門答臘島也在這一時期從之前的全年性降水向季節(jié)性降水轉(zhuǎn)變(Gupta,2003), 同時非洲東北部也逐漸開始干旱(Liddy,2016)。隨后在~2 Ma時全球的大氣循環(huán)分布更接近于現(xiàn)在的狀態(tài), 赤道印度洋環(huán)流與澳大利亞季風(fēng)氣候也進(jìn)一步增強(qiáng)(Lawrence,2013; Christensen,2017)。

圖2 構(gòu)造時間尺度上亞洲季風(fēng)與澳大利亞季風(fēng)的記錄

a: 東亞冬季風(fēng)在北太平洋(棕線)與南海(藍(lán)線)的海洋沉積記錄(Rea,1998; Wan,2007);b: 東亞夏季風(fēng)在南海的沉積記錄(Wan,2010); c: 南亞夏季風(fēng)的海洋沉積記錄(Huang,2007); d—f: 澳大利亞季風(fēng)在東印度洋的海洋沉積記錄(Christensen,2017; Andrae,2018; Stuut,2019); 虛線從左到右依次標(biāo)注著上述古季風(fēng)演化的關(guān)鍵時間點: 2、3.5、8與14 Ma(Wan,2010; Christensen,2017; Andrae,2018; Stuut,2019); +: 增強(qiáng);-: 減弱; e中表示Fe與Ca含量的比值; f中Δ13C是指C33與C29中13C的差值

1.2 北半球日射量和氣壓的跨赤道作用

日射量對澳大利亞季風(fēng)也有影響(Liu,2003; Wyrwoll,2003)。澳大利亞北部的地勢低且平緩, 且南半球自身的日射量驅(qū)動作用較弱(Wyrwoll,2007; Andrae,2018), 故兩個半球之間、跨赤道的熱量與壓力梯度對澳大利亞季風(fēng)發(fā)揮著更重要的控制作用, 相關(guān)研究結(jié)果顯示: ~3.5 Ma時澳大利亞季風(fēng)氣候的開始形成(Christensen,2017; Andrae,2018)與東亞風(fēng)塵向海洋輸送量的增加同步, 表明東亞冬季風(fēng)與西伯利亞高壓在澳大利亞季風(fēng)成型時是增強(qiáng)的(Rea,1998; Sun,1998; An,2001; Guo,2004; Zheng,2004), 上述東亞冬季風(fēng)與澳大利亞夏季風(fēng)之間的經(jīng)向跨赤道相關(guān)關(guān)系在第四紀(jì)軌道時間尺度和千年-百年時間尺度的古氣候記錄(Yancheva,2007; Denniston,2013b; Liu,2015; Eroglu,2016)以及氣候模擬實驗(Shi,2011)中均有所提及。

2 第四紀(jì)澳大利亞季風(fēng)的演化歷史與主要控制因素

相對于更新世之前的澳大利亞季風(fēng)演化過程, 更新世(尤其是550 ka)以來的相關(guān)記錄更加豐富, 指標(biāo)類型也更加多樣, 其記錄載體既有海洋沉積物, 也有湖泊和河流沉積物、洞穴石筍及植被等(Stuut,2014)。第四紀(jì)以來全球的氣溫逐漸變冷, 澳大利亞季風(fēng)也呈現(xiàn)出明顯變化, 如澳大利亞西北部陸架區(qū)(南緯15°)礁體的地震與地層學(xué)分析結(jié)果表明, ~0.5 Ma時季風(fēng)強(qiáng)度的減弱引起了陸源物質(zhì)輸入量的減少, 進(jìn)而促進(jìn)了礁體的生長(Gallagher,2014); 班達(dá)海SHI 9016巖芯浮游有孔蟲及其氧、碳同位素的研究成果顯示澳大利亞夏季風(fēng)強(qiáng)度在60 ka時減弱(Spooner,2005)。明顯的冰期-間冰期循環(huán)是第四紀(jì)氣候系統(tǒng)的典型特征, 東亞冬季風(fēng)就呈現(xiàn)出明顯的冰期-間冰期周期(圖3d)(Xu, 2015), 同樣澳大利亞西北部大陸坡上的海洋沉積物也記錄到了550 ka以來澳大利亞季風(fēng)的上述周期性: 在間冰期(冰期)階段夏季風(fēng)的強(qiáng)度增加(減弱)(圖3e、f)(Stuut,2014), 并且東亞冬季風(fēng)與澳大利亞冬季風(fēng)是同相變化的。又如澳大利亞格里高利湖300 ka以來的古水文記錄顯示著間冰期階段湖面的擴(kuò)張和夏季風(fēng)強(qiáng)度的增加以及晚更新世階段氣候的逐漸干旱和湖面的縮小(Bowler,2001); 而艾爾湖150 ka以來的古季風(fēng)指標(biāo)也記錄到了類似的周期性(Magee,2004), 尤其是在細(xì)節(jié)方面: 末次盛冰期時澳大利亞夏季風(fēng)的強(qiáng)度明顯減弱, 隨后在末次冰消期開始加強(qiáng)(Johnson,1999; Magee,2004; Spooner,2005; De Deckker,2014)。此外, 也有研究認(rèn)為直到~14-13 ka時澳大利亞季風(fēng)強(qiáng)度才逐漸恢復(fù)(McCulloch,1989; Wyrwoll,2001; De Deckker,2014), 隨后在早-中全新世達(dá)到了峰值(Griffiths,2009; Denniston,2013a), 而在~5 ka以來該季風(fēng)的強(qiáng)度又趨于減弱(Nanson,1991; Nott,1994)。而班達(dá)海的沉積記錄顯示在軌道時間尺度上, 澳大利亞季風(fēng)也會受到當(dāng)?shù)厝丈淞康淖兓撾x冰期-間冰期周期性的特征, 與類厄爾尼諾-南方濤動呈耦合關(guān)系(圖3b), 與中國石筍記錄的東亞夏季風(fēng)(圖3a)(Wang,2001,2008)的演化進(jìn)行對比, 澳大利亞夏季風(fēng)與東亞夏季風(fēng)呈反相位演化關(guān)系, 表現(xiàn)為類厄爾尼諾態(tài)時強(qiáng)度增強(qiáng)(Tachikawa,2011); 而澳大利亞冬季風(fēng)與東亞夏季風(fēng)呈正相演化關(guān)系, 表現(xiàn)為類厄爾尼諾態(tài)時強(qiáng)度增強(qiáng)(圖3b)(Beaufort,2010)。

圖3 軌道時間尺度上亞洲季風(fēng)與澳大利亞季風(fēng)的記錄

注: a: 東亞夏季風(fēng)在三寶洞(棕線)與葫蘆洞(藍(lán)線)的石筍氧同位素記錄(Wang,2001,2008); b: 班達(dá)海的澳大利亞冬季風(fēng)沉積記錄(Beaufort,2010); c: 黃土高原東亞冬季風(fēng)的沉積記錄(Ding,2002); d: 菲律賓海的東亞冬季風(fēng)記錄(Xu,2015); e—f: 東印度洋的澳大利亞季風(fēng)沉積記錄(Stuut,2014)。+: 增強(qiáng);-: 減弱

在更高的時間分辨率層面上, 格林蘭冰蓋(Andersen,2004)及海洋沉積物(Bond,1997)中均記錄到了末次冰期以來廣泛存在的大量古氣候快速波動事件, 它們對大氣和大洋環(huán)流(Chiang,2005; Lewis,2010)以及熱帶與亞熱帶地區(qū)的降水均存在著顯著影響(Wang,2001; Schefu?,2011)。古氣候記錄(Muller,2012; Ayliffe,2013; Denniston,2013b; Kuhnt,2015)與氣候模擬結(jié)果(Broccoli,2006)均表明澳大利亞夏季風(fēng)強(qiáng)度的演化具有與北半球高緯度地區(qū)古氣候事件相似的千年變化周期(圖4), 具體表現(xiàn)為: 當(dāng)北半球的丹斯伽阿德—厄施格爾暖期(尤其是B?lling–Aller?d暖事件, 15—12.9 ka)發(fā)生時, 澳大利亞夏季風(fēng)的強(qiáng)度減弱; 而北半球的海因里希與新仙女木冷事件(12.9—11.7 ka)則對應(yīng)著澳大利亞夏季風(fēng)的加強(qiáng)(圖4c, 4d) (Denniston,2013b; Ishiwa,2019), 而中國石筍記錄的東亞夏季風(fēng)演化與之相反, 在B?lling–Aller?d事件時, 東亞夏季風(fēng)增強(qiáng); 在海因里希1與新仙女木冷事件時東亞夏季風(fēng)減弱(圖4a), 由此可見, 在末次冰期以來ka時間尺度的古氣候變化中, 南、北半球的季風(fēng)也存在反相位變化的特征, 所以作為南半球重要氣候組分之一的澳大利亞季風(fēng), 為研究全球古氣候變化的千年周期蹺蹺板模式提供了非常理想的研究對象, 進(jìn)而得到了科學(xué)家們的廣泛關(guān)注(Ayliffe,2013; Kuhnt,2015)。

總體而言, 第四紀(jì)階段澳大利亞季風(fēng)演化的主要影響因素可能有: 熱帶輻合帶位置、日射量(Johnson,1999; Magee,2004; Miller,2005)、北半球季風(fēng)的跨赤道作用(Mohtadi,2011; Denniston,2013b)、高緯度地區(qū)的氣候事件(Denniston,2013b; Kuhnt,2015)、海洋環(huán)流以及區(qū)域表層海水溫度與海平面高度(Partin,2007; Griffiths,2009)等, 此外植被變化(Miller,2005)與溫室氣體含量(Kuhnt,2015)也可能會影響到澳大利亞季風(fēng)的強(qiáng)度。下面對其展開具體闡述。

2.1 熱帶輻合帶、日射量與亞洲-澳大利亞季風(fēng)系統(tǒng)

現(xiàn)今地球的行星季風(fēng)帶與熱帶輻合帶的位置密切相關(guān), 尤其是在地勢起伏相對平緩的馬來群島與澳大利亞北部地區(qū), 由于沒有類似于青藏高原的高地形來加強(qiáng)空氣對流, 所以末次冰消期澳大利亞季風(fēng)強(qiáng)度變化的千年周期與熱帶輻合帶位置的遷移密切相關(guān)(Suppiah, 1992; Ishiwa,2019)。澳大利亞西北部25 ka以來的海洋沉積記錄顯示: 海因里希1冷事件過程中河流的物質(zhì)輸入增加。在南極洲冷期階段(Antarctic Cold Reversal, 15—12.9 ka), 熱帶輻合帶的位置向北移動, 致使澳大利亞的降水減少; 隨后在新仙女木冷事件到~5 ka期間南半球的大氣溫度和溫室氣體濃度升高, 從而加強(qiáng)了皮爾巴拉地區(qū)的低氣壓并進(jìn)一步促進(jìn)了熱帶輻合帶位置的向南移動, 最終導(dǎo)致了澳大利亞夏季風(fēng)的增強(qiáng)(Kuhnt,2015)。弗洛勒斯島和澳大利亞北部洞穴石筍的氧同位素則分別記錄到了31 ka以來與40—8 ka階段的澳大利亞季風(fēng)降水歷史(Denniston,2013a,b), 結(jié)果顯示北大西洋冷事件(海因里希1和新仙女木)發(fā)生時, 南、北半球之間溫度梯度的升高推動了熱帶輻合帶位置的南移, 進(jìn)而引起了澳大利亞夏季風(fēng)的增強(qiáng), 而在丹斯伽阿德—厄施格爾暖期時則呈現(xiàn)出相反的變化趨勢。

日射量變化通過控制海陸之間的溫度差異, 對季風(fēng)氣候的軌道周期演化起著關(guān)鍵性的作用?！凹撅L(fēng)軌道假說”指出夏季風(fēng)強(qiáng)度受到了夏季日射量的控制(Kutzbach,1985)。氣候模擬結(jié)果也顯示第四紀(jì)季風(fēng)強(qiáng)度的變化主要響應(yīng)了日射量的強(qiáng)弱: 當(dāng)北半球夏季日射量增強(qiáng)時, 海陸之間的溫差增大, 進(jìn)而會增加北非、亞洲及北美的季風(fēng)強(qiáng)度(Kutzbach,1982,1986; Mitchell,1988; Joussaume,1999; Otto-Bliesner, 1999; Liu,2003) ; 而南半球夏季日射量的減小則會削弱南半球的夏季風(fēng)強(qiáng)度, 在澳大利亞(Wyrwoll,2001)、南美智利(Lamy,2004; Stuut,2004)和南非(Stuut,2002; Chase, 2007)等地都有相應(yīng)的古氣候記錄來支持上述演化模式。巴布亞新幾內(nèi)亞附近的、晚更新世以來的海洋沉積記錄顯示, 澳大利亞冬季風(fēng)強(qiáng)度與夏季風(fēng)降水都有歲差周期, 兩者分別響應(yīng)了低緯度地區(qū)8月與1月的日射量變化(Beaufort,2010; Tachikawa,2011)。但是也有記錄表明澳大利亞季風(fēng)的演化并沒有響應(yīng)當(dāng)?shù)氐娜丈淞孔兓? 末次冰消期與早-中全新世時夏季風(fēng)的加強(qiáng)并沒有對應(yīng)著南半球日射量的高值(Johnson,1999; Wyrwoll,2001), 而是響應(yīng)了北半球日射量的變化(Magee,2004; Stuut,2014)。模擬實驗結(jié)果也揭示出千年時間尺度上澳大利亞季風(fēng)強(qiáng)度的變化響應(yīng)了北半球的日射量, 而非澳大利亞大陸的夏季日射量; 北半球日射量可以通過影響西伯利亞高壓來控制澳大利亞夏季風(fēng)的強(qiáng)度(Miller,2005)。

圖4 末次冰消期以來亞洲季風(fēng)與澳大利亞季風(fēng)的記錄

注: a: 葫蘆洞(Wang, 2001) 與三寶洞(Wang,2008) 的東亞夏季風(fēng)記錄; b: SHI 9016孔的澳大利亞夏季風(fēng)記錄(Spooner,2005); c: Liang Luar洞的澳大利亞夏季風(fēng)記錄 (Griffiths,2009);d: SO185-18506孔的澳大利亞夏季風(fēng)記錄 (Kuhnt,2015); e: GeoB 10053-7孔的澳大利亞冬季風(fēng)記錄(Mohtadi, 2011); f: 阿拉伯海的印度夏季風(fēng)記錄(Naidu,1996); H1: 海因里希1; B/A: B?lling–Aller?d暖事件; YD: 新仙女木事件; ARC: 南極洲冷期; +: 增強(qiáng);-: 減弱; d中表示K與Ca含量的比值

澳大利亞季風(fēng)可以看作亞洲季風(fēng)的一部分, 兩者密切相關(guān), 澳大利亞夏(冬)季風(fēng)與亞洲冬(夏)季風(fēng)同時發(fā)生(Trenberth, 2000), 且兩者的跨赤道作用會對彼此相互影響。有證據(jù)表明400 ka以來在軌道時間尺度上, 澳大利亞夏季風(fēng)與東亞夏季風(fēng)(圖3a)(Wang,2001,2008)的變化間呈反相位關(guān)系 (Tachikawa,2011)。而在千年時間尺度上, 澳大利亞夏季風(fēng)與東亞冬季風(fēng)間存在著跨赤道聯(lián)系(Denniston,2013b), 還有研究表明22 ka以來澳大利亞冬季風(fēng)與南亞夏季風(fēng)的變化同步(Mohtadi,2011)(圖4e、f)。在現(xiàn)代時間尺度上, 關(guān)于亞洲季風(fēng)影響澳大利亞夏季風(fēng)降水的一個最明顯的例子發(fā)生在2008年, 即亞洲“冷涌”引起了澳大利亞區(qū)域?qū)α骱拖募撅L(fēng)降水的加強(qiáng)(Hong,2009)。

此外, 模擬實驗顯示全新世階段澳大利亞內(nèi)部并沒有受到季風(fēng)水汽的滋潤, 而是受到了生物圈-大氣圈之間的反饋、植被類型以及土壤性質(zhì)的影響?，F(xiàn)代人類在50 ka時開始定居澳大利亞 (Roberts,1994; Bowler,2003), 并通過焚燒活動改變了地表植被類型, 進(jìn)而改變了生物圈-大氣圈之間的反饋方式, 使水汽很難進(jìn)入澳大利亞內(nèi)部(Miller,2005)。

2.2 表層海水溫度、海平面與大西洋經(jīng)向翻轉(zhuǎn)流

海平面和表層海水溫度的變化會對季風(fēng)氣候產(chǎn)生影響(Kutzbach,1986): 高的表層海水溫度與海平面可以提供更加穩(wěn)定的季風(fēng)性水汽供給(Miller,2005)。模擬研究結(jié)果表明: 末次盛冰期時全球海平面的下降與全新世時全球海平面的上升對熱帶太平洋與東印度洋的水文循環(huán)以及澳大利亞西北部的降水變化有著重要影響(DiNezio,2013)。弗洛勒斯海的古氣候記錄與婆羅洲島的洞穴石筍氧同位素剖面(Partin,2007)均顯示新仙女木冷事件發(fā)生時陸源物質(zhì)的輸入并沒有明顯的增加趨勢, 這一方面與大西洋經(jīng)向翻轉(zhuǎn)流的減弱不明顯有關(guān)(McManus,2004), 另一方面也與當(dāng)時巽他陸架的大規(guī)模暴露有關(guān)(Muller,2012)。全新世階段海平面和表層海水溫度的上升, 可能會使澳大利亞季風(fēng)逐漸脫離北半球高緯度地區(qū)的影響, 并引起水汽和季風(fēng)強(qiáng)度的增加(Denniston,2013b)。澳大利亞西北角近岸FR10/95-GC17巖芯的海洋沉積物多指標(biāo)(黏土礦物、微體古生物、微量元素和同位素等)綜合分析則指示了34 ka以來海陸之間的交互作用, 結(jié)果表明末次盛冰期時東印度洋表層海水溫度的下降, 對應(yīng)著澳大利亞西北部夏季風(fēng)強(qiáng)度的減弱、河流輸入的減少和海洋中富營養(yǎng)水體的上涌, 進(jìn)而引起了海洋生物生產(chǎn)力的上升和海底碳埋藏量的增加; 末次冰消期階段, 盡管海平面快速上升, 但表層海水溫度和澳大利亞夏季風(fēng)強(qiáng)度均到~13 ka時才發(fā)生了明顯改變, 即季風(fēng)降水的增多導(dǎo)致了河流徑流量的增加, 由此引起的海水分層現(xiàn)象則削減了其對大氣中二氧化碳的吸收; 5 ka之后厄爾尼諾-南方濤動現(xiàn)象開始主導(dǎo)研究區(qū), 并引發(fā)了海水表層溫度與季風(fēng)降水量的雙雙減少(De Deckker,2014)。

表1 澳大利亞古季風(fēng)演化與機(jī)制總結(jié)表

Tab.1 Summary of the evolution and mechanism of the Australian paleomonsoon

續(xù)表

此外, 也有記錄顯示亞洲季風(fēng)與澳大利亞季風(fēng)的變化均與末次冰消期階段北大西洋的氣候振蕩間有著很強(qiáng)的一致性, 即它們很可能都受到了大西洋經(jīng)向翻轉(zhuǎn)流的明顯影響(Naidu,1996; Wang,2001; Magee,2004)。例如, 來自弗洛勒斯海沉積物的同位素數(shù)據(jù)就記錄到了海因里希1冷事件時印度尼西亞海區(qū)季風(fēng)降水的增加, 這與大西洋經(jīng)向翻轉(zhuǎn)流的顯著減弱及北半球的變冷同步(McManus,2004; Robinson,2009)；而當(dāng)B?lling–Aller?d暖事件發(fā)生時, 則伴隨著大西洋經(jīng)向翻轉(zhuǎn)流強(qiáng)度的恢復(fù)和熱帶輻合帶位置的向北移動, 進(jìn)而導(dǎo)致了該海區(qū)降水量的相應(yīng)減少(Muller,2012)。此外, 澳大利亞季風(fēng)對大西洋經(jīng)向翻轉(zhuǎn)流的響應(yīng)也曾在洞穴石筍記錄中得到過證實(Ayliffe,2013)。

3 末次冰期澳大利亞季風(fēng)與海洋生物生產(chǎn)力

以研究較為深入的末次盛冰期為例, 此時班達(dá)海的生物生產(chǎn)力水平提高(Spooner,2005), 而對于澳大利亞西側(cè)海域古生產(chǎn)力的演化歷史, 基于不同指標(biāo)得出的反演結(jié)果間卻存在著明顯差異: 比如底棲有孔蟲分布和堆積速率、碳酸鈣堆積速率及沉積物中鈾含量顯示著當(dāng)時生產(chǎn)力的增加(McCorkle,1994; Wells,1994), 而利用超微化石殼體的碳同位素反演得出的結(jié)果卻與現(xiàn)今的情況相似(Okada,1997; Mart??nez,1999)。上述矛盾的產(chǎn)生在一定程度上與東印度洋海底古環(huán)境重建記錄的不足有關(guān), 進(jìn)而無法從整體上探討該地區(qū)海底環(huán)境的演化, 特別是在澳大利亞西側(cè)海域 (Murgese,2007)。

研究表明班達(dá)海與澳大利亞西北沿海的古生產(chǎn)力記錄與澳大利亞季風(fēng)影響下的洋流模式(如上升流與深水環(huán)流)和表層海水過程(如營養(yǎng)鹽水平與淡水注入)密切相關(guān)(Gingele,2001; Murgese,2007)。一方面, 澳大利亞季風(fēng)轉(zhuǎn)向會制約洋流方向與沿岸上升流的形成, 進(jìn)而對海洋生物生產(chǎn)力產(chǎn)生影響(Takahashi,2000)?，F(xiàn)代條件下, 東印度洋環(huán)流系統(tǒng)主要包含南爪哇流、南赤道流、利文海流與南印度洋海流(Mart??nez,1999)(圖1)。印度尼西亞貫穿流起源于西太平洋暖池, 可將暖池的溫暖低鹽的海水輸送到印度洋, 而其向南的分支會沿著澳大利亞西海岸流動進(jìn)而形成利文海流(Cresswell,1980; Godfrey,1985)。在澳大利亞夏季、西北季風(fēng)盛行時, 爪哇島南部的南爪哇流向東南方向流動, 之后與印度尼西亞貫穿流匯聚, 且澳大利亞西部沿岸的貿(mào)易風(fēng)指向赤道, 從而會導(dǎo)致該地區(qū)上升流的形成; 而在澳大利亞冬季、東南季風(fēng)盛行時, 南爪哇流的流向由東南向改為西北向, 并成為印度尼西亞貫穿流進(jìn)入東印度洋后向北的分支, 此時的季風(fēng)可將表層海水帶離海岸, 從而誘發(fā)南爪哇地區(qū)的上升流(Wyrtki, 1962)。末次冰期時, 澳大利亞冬季風(fēng)的增強(qiáng)引起了爪哇南部海域上升流的活躍(Takahashi,2000), 導(dǎo)致透光帶下部的物種——小型盤鱗數(shù)量的增多(Takahashi,2000), 同時對上升流有指示意義的浮游有孔蟲含量也相應(yīng)升高(Mart??nez,1999)。但由于印度尼西亞貫穿流與利文海流具有溫暖、低鹽和低密度的特征, 會抑制澳大利亞西海岸與爪哇南部沿岸上升流的上涌(Smith, 1992), 因而在氣候干燥和降水減少階段, 比如14—10 ka(van der Kaars,1995,2002,2006), 印度尼西亞-西太平洋暖池中層水與表層水鹽度的升高(Mart??nez,1999)會改變研究區(qū)表層海水的溫度與營養(yǎng)鹽含量(Duplessy,1988; Rutberg,2000), 并最終影響浮游生物的生長。

澳大利亞季風(fēng)除了通過改變洋流模式來影響海洋生物生產(chǎn)力之外, 還可以通過影響陸表降水與徑流來控制陸源物質(zhì)向海洋的輸送、海水結(jié)構(gòu)的穩(wěn)定性與表層海水的營養(yǎng)鹽含量, 進(jìn)而調(diào)控海洋生物生產(chǎn)力。De Deckker等 (2002)在蘇門答臘島東南海區(qū)的研究指出: 末次盛冰期時大型硅藻的勃發(fā)并非源自于上升流的增強(qiáng), 而是起因于太平洋高硅含量溫躍層水體向印度洋的涌入(Broecker,2000), 以及當(dāng)時澳大利亞夏季風(fēng)降水減少所引起的海水結(jié)構(gòu)的穩(wěn)定, 表層海水的高鹽度、高含氧量、高硅濃度與高營養(yǎng)鹽水平(De Deckker,2002)。該階段全球范圍熱帶大洋硅藻的普遍繁盛可以將大氣中的大量二氧化碳轉(zhuǎn)化到海底埋藏下來(Pollock, 1997), 從而進(jìn)一步促進(jìn)地球溫度的下降。與之相反, 全新世階段澳大利亞季風(fēng)降水的增多, 引起了研究區(qū)表層海水鹽度的下降,并且此時季風(fēng)主導(dǎo)風(fēng)向由西北風(fēng)向東南風(fēng)的轉(zhuǎn)變使得水體的混合增強(qiáng), 進(jìn)而可將海洋深部的營養(yǎng)物質(zhì)重新帶到海表, 進(jìn)而促進(jìn)了硅藻之外其他浮游植物的生長(De Deckker,2002)。

4 總結(jié)與展望

總體而言, 科學(xué)家們對澳大利亞季風(fēng)的演化歷史及其主要控制因素的認(rèn)識日趨完善。特別是國際大洋發(fā)現(xiàn)計劃等地球科學(xué)歷史上持續(xù)時間最長、影響最深的國際合作研究計劃為研究區(qū)古氣候環(huán)境學(xué)的進(jìn)一步發(fā)展提供了長時間跨度的高質(zhì)量沉積物巖芯樣品, 并建立了良好的國際合作關(guān)系, 這都有效地彌補(bǔ)了前期獲取的澳大利亞陸地古氣候記錄中所存在的空間覆蓋面窄、時間跨度短和定年效果不佳等方面的缺陷, 進(jìn)而將澳大利亞季風(fēng)的記錄延伸到了上新世甚至更老的時間段(Christensen,2017; Stuut,2019)。但不可否認(rèn)的是, 澳大利亞季風(fēng)的演化過程是非常復(fù)雜的, 首先, 在馬來群島與澳大利亞季風(fēng)區(qū)季風(fēng)開啟的時間就存在緯度差異, 在每年9月份夏季風(fēng)先在赤道以北的馬來半島形成, 然后十月份到達(dá)蘇門答臘島與婆娑島, 12月份影響爪哇, 次年1月份到達(dá)澳大利亞北部(De Deckker,2002); 在ka時間尺度上, 末次冰消期階段澳大利亞夏季風(fēng)的演化也是從北向南推進(jìn)的: 位于弗洛勒斯海的VM33-80 (~8°S)站位的記錄顯示河流輸入物質(zhì)在16—14.5 ka時增加, 表明隨著熱帶輻合帶的南移, 弗洛勒斯海及附近地區(qū)的季風(fēng)降水增加(Muller,2012); 針對西澳大利亞金伯利地區(qū)的菲茨羅伊河和格里高利湖的研究發(fā)現(xiàn), 該區(qū)域(~17°S)夏季風(fēng)建立的時間為~14 ka (Wyrwoll,2001), 相比于澳大利亞西北角離岸站位GC17 (22°S)夏季風(fēng)建立的時間提前了1 ka (De Deckker,2014), 這可能與海平面在這1 ka內(nèi)的上升引起了印度尼西亞-太平洋暖池的擴(kuò)張有關(guān), 但位于澳大利亞西北角的C126洞穴石筍缺并沒有記錄到15—13 ka時季風(fēng)降水的增加(Denniston, 2013a), 其具體成因仍有待進(jìn)一步研究(De Deckker,2014)。其次, 澳大利亞季風(fēng)受到某些區(qū)域性因素的影響, 進(jìn)而存在著明顯的地域差異, 例如: 婆羅洲島和爪哇南部地區(qū)均記錄到了海因里希1冷事件時澳大利亞夏季風(fēng)強(qiáng)度的減弱(Partin,2007; Mohtadi,2011), 但在與爪哇南部地區(qū)緯度相近的弗洛勒斯海中卻發(fā)現(xiàn)了此時附近陸地化學(xué)風(fēng)化作用增強(qiáng)的記錄(Muller,2012); 而對于澳大利亞古季風(fēng)影響范圍的南部邊界演化則迄今仍未見具體的研究報道。現(xiàn)有的針對澳大利亞季風(fēng)的航次, 如國際大洋發(fā)現(xiàn)計劃的356和363航次主要集中在澳大利亞西北側(cè)海域, 加之澳大利亞大陸陸上的古氣候記錄稀少, 所以在不同時間尺度上澳大利亞古季風(fēng)南部邊界演化都缺少約束性的研究樣品。隨著在澳大利亞西南側(cè)海域施行的國際大洋發(fā)現(xiàn)計劃369航次研究的開展, 利用澳大利亞北部季風(fēng)與南部西風(fēng)帶控制下氣候所呈現(xiàn)特征的不同(季風(fēng)區(qū)雨熱同期, 而西風(fēng)帶控制區(qū)的降水則集中在澳大利亞冬季), 以及不同時間尺度上澳大利亞南北氣候演化的差異, 將西澳大利亞南、北部作為整體來探討氣候演化, 一定會對澳大利亞古季風(fēng)南部邊界的研究有所助益。另外, 對于不同時間尺度上澳大利亞季風(fēng)的演化過程、熱帶季風(fēng)系統(tǒng)、厄爾尼諾-南方濤動以及熱帶輻合帶位置等熱帶氣候要素之間系統(tǒng)性關(guān)系的建立時間與驅(qū)動機(jī)制等也存在諸多爭議, 亟待深入探討(Tachikawa,2011)。這不僅需要對目前已經(jīng)獲得的零散巖芯數(shù)據(jù)進(jìn)行進(jìn)一步挖掘, 還需要足以覆蓋整個澳大利亞季風(fēng)區(qū)的、大量更長時間跨度和更高時間分辨率的古氣候記錄的系統(tǒng)重建和綜合對比。

此外, 即便是在現(xiàn)代季風(fēng)的研究中, 如何有效地判斷季風(fēng)何時形成在全球范圍內(nèi)都是一件非常困難的事情。目前, 被人們所廣泛接受的季風(fēng)定義可以總結(jié)為盛行風(fēng)風(fēng)向的季節(jié)性反轉(zhuǎn)以及與之相伴隨的降水量增加或減少。而具體定義季風(fēng)的發(fā)生標(biāo)準(zhǔn)則可以總結(jié)為如下幾個方面: 僅降水量增加、僅風(fēng)向變化、降水與風(fēng)向相結(jié)合以及云量或陸地表層氣壓等(Lisonbee,2019)。但根據(jù)上述定義, 迄今為止仍沒有任何一種單一指標(biāo)能夠有效地描述年際內(nèi)風(fēng)向或降水的季節(jié)性變化(Wang,2004; Smith,2008)。不論是現(xiàn)代季風(fēng)(Lisonbee,2019)還是古季風(fēng)的研究, 不論是在東亞(Wang,2004)、非洲(Fitzpatrick,2015)、還是印度(Wang,2009; Noska,2016)地區(qū), 根據(jù)不同季風(fēng)定義所選取的反演指標(biāo)及由此得到的季風(fēng)演化歷史都很不一致。例如, 僅憑借降水的增加來判斷澳大利亞古季風(fēng)的形成, 那么其形成時間大致在晚更新世(Wyrwoll,2001), 而利用海洋沉積記錄中的風(fēng)塵與河流輸入指標(biāo)相結(jié)合來判斷澳大利亞古季風(fēng)的形成, 其形成時間則可以推演到晚上新(Christensen,2017; Stuut,2019)。由此可見, 澳大利亞季風(fēng)的起源研究還需要進(jìn)一步完善古季風(fēng)的定義, 并尋找能夠有效地反映其季節(jié)性存在的合理性指標(biāo)。

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EVOLUTION OF AUSTRALIAN PALEOMONSOON AND ITS CONTROLLING FACTORS AND EFFECT ON MARINE PRODUCTIVITY

XU Zhao-Kai1, 2, 3, 4, SUN Tian-Qi1, 5, CHANG Feng-Ming1, 2, 3

(1. Key Laboratory of Marine Geology and Environment, Institute of Oceanology, Chinese Academy of Sciences, Qingdao 266071, China; 2. Laboratory for Marine Geology, Pilot National Laboratory for Marine Science and Technology (Qingdao), Qingdao 266061, China; 3. Center for Ocean Mega-Science, Chinese Academy of Sciences, Qingdao, 266071, China; 4. CAS Center for Excellence in Quaternary Science and Global Change, Xi’an 710061, China; 5. University of Chinese Academy of Sciences, Beijing 100049, China)

Since the Cenozoic, the Australian Plate has drifted about 20 latitudes to the north, and its climate also underwent significant changes. When northern Australia was gradually moved into the control of the Intertropical Convergence Zone, its connection with Eurasia also increased. In the Pliocene, the Indonesian Throughflow was limited, which started the Australian paleomonsoon. Marine sedimentary records show that the climate of Australia seasonal character appeared first at ~3.5 Ma. In addition, the Australian monsoon in the present sense had been ultimately built at ~2.4 Ma. The Australian monsoon had obvious orbital cycles in Quaternary. The summer monsoon in the glacial period weakened and the interglacial period strengthened, which was mainly affected by the insolation of the Northern Hemisphere, the transequatorial action of East Asian Winter Monsoon, the surface sea water temperature of the eastern Indian Ocean, and the fluctuation of global sea level. The Australian monsoon had millennium cycles similarly to climatic events in the high latitude of Northern Hemisphere in the last deglaciation. In the Dansgaard/Oeschger event when the Northern Hemisphere was warm, summer monsoon weakened; In the Heinrich Stadials and the Younger Dryas events when the Northern Hemisphere was cool, the Australian summer monsoon strengthened. On the millennium timescales, the change of summer monsoon rainfall was closely related to the position of the Intertropical Convergence Zone. Moreover, the change of Australian monsoon was in anti-phase with the paleomonsoon records in the same latitude of Africa and South America, responding to the Southern Hemisphere insolation. Australian monsoon obviously responded to the insolation of the Northern Hemisphere. This inverse phased relationship might be related to the transequatorial interaction between the Asian monsoon and Australian monsoon. According to the studies on paleoproductivity of the last glacial period, the Australian monsoon played an important role on the marine biological productivity. The Australian monsoon can control the terrigenous input to the ocean, the structural stability of seawater, and the processes occurring at the sea surface by affecting the current patterns, precipitation, and runoff.

Australian paleomonsoon; evolution; controlling factors; productivity

* 中國科學(xué)院戰(zhàn)略性先導(dǎo)科技專項(B類), XDB42000000號; 國家自然科學(xué)基金, 41676038號, 41876034號。徐兆凱, 博士, 研究員, E-mail: zhaokaixu@qdio.ac.cn

孫天琪, 博士研究生, E-mail: suntianqi17@mails.ucas.edu.cn

2020-06-29, 收

2020-09-10

P736.21

10.11693/hyhz20200600185