重建南海27 Ma以来高分辨率碳酸盐补偿深度

High-resolution reconstruction of carbonate compensation depth in the South China Sea since 27 Ma

摘要

新生代海洋碳酸盐补偿深度(CCD)的重建长期受到学术界的广泛关注。本研究以南海14个站位20个钻孔的综合大洋钻探计划(IODP)物质数据与年龄-深度模型,恢复了对应钻孔的古水深,计算了碳酸盐累积速率(CAR),基于线性回归的方法,重建了南海27 Ma以来CCD变化。研究结果显示:南海在海盆拉张形成期(27~18 Ma)出现了CCD超过2 000 m大幅度的下降;在随后的中中新世气候适宜期(MMCO)期间,南海CCD出现800 m 变浅。8 Ma以来南海CCD演化和赤道太平洋的演化呈现了不同的演化趋势:前者在3 500~4 000 m范围内波动,后者则从4 000 m持续下降到4 500 m左右。27 Ma之前,广泛的陆源输入和上升洋流发育导致南海出现浅的CCD。27~18 Ma时期的构造拉张导致的海盆加深,同时上升洋流减弱,被解释为该时期CCD下降的主要因素。MMCO期间气候驱动下的海平面波动导致了碳酸盐沉积核心区域的变化,是造成CCD波动的重要原因。8 Ma以来南海和太平洋CCD的差异演化是太平洋底水与南海底水的交换不畅的结果。

关键词

碳酸盐补偿深度(CCD) / 中国南海 / 碳循环 / 边缘海

Key words

carbonate compensation depth (CCD) / South China Sea / carbon cycle / marginal sea

0 引言

海洋碳酸盐补偿深度(CCD)是碳酸盐沉淀与碳酸盐溶解平衡时的海水深度。当深度抵达该界面时,来自表层钙化生物的碳酸盐供应速率通过溶解达到平衡^[1⇓-3]。因此,在此界面之上,海底沉积物以钙质为主;界面之下,则以硅质沉积物、远洋黏土等非钙质沉积物为主导。作为深海钙质沉积物和非钙质沉积物的区分界面,CCD是影响深海沉积物分布的重要因素^[3]。研究表明,新生代以来的大洋CCD的波动与地质历史中重要的气候或者构造事件在时间上存在一定程度上的耦合^[3⇓-5],目前普遍认为CCD波动是这类事件的响应。还有一些研究工作在聚焦全球深时海洋-大气碳循环模拟工作时, 不同地质历史时期的大洋CCD需要作为重要参数参与到碳循环模型的构建^[6]。因此,重建CCD的演化历史,对于理解深海沉积物分布的演化规律、讨论海洋环流和气候演化以及模拟海洋和全球碳循环是非常重要的^[3]。

前人工作围绕全球不同的大洋,利用大洋钻探计划(DSDP/ODP/IODP)获取的岩心物质数据,采取不同的方法,绘制出了不同版本的各大洋CCD演化曲线^{[2-3,5,7⇓⇓⇓-11]}。由于前人使用的方法不同,选择的CCD替代指标也不同,对同一区域的CCD演化模式的重建也存在显著的差异。更重要的是,目前的CCD演化重建基本是围绕宽阔洋盆展开的,对于大陆边缘海盆的CCD演化研究缺乏。新生代以来,全球不同大洋受到气候事件的影响,大洋CCD呈现出相似的演化趋势,但是对于大陆边缘海海盆的CCD在相同的气候事件下的演化仍不明确。相较于大洋,边缘海作为气候变化更为快速的响应区域^[12], CCD的演化存在着潜在的特殊性。

南海是东亚大陆边缘重要的边缘海之一。对于现代南海CCD的讨论仍存在争议。李粹中^[13]基于南海表层沉积物中的碳酸钙-深度剖面,认为南海现代CCD应该在3 500 m左右。Miao等^[14]则基于现代以及末次冰期碳酸钙沉积物和翼足类化石丰度随南海水深变化计算得到南海CCD在3 800 m。张江勇等的研究^[15]利用浮游有孔虫壳体和钙质超微化石丰度界定了南海西北次海盆和中央海盆的CCD应小于或等于3 500 m。总之,现代南海的CCD普遍认为在3 500~4 000 m。通过现代太平洋和南海CCD对比推断,翦知湣等^[16]认为晚始新世南海CCD为2 400~2 900 m。这种基于现代大洋数据的推断性质的CCD研究脱离了深时沉积物质数据的基础,精度低且误差大。南海深时CCD的重建缺乏系统性的、演化性质的研究。

本研究以综合大洋钻探(ODP,IODP)南海相关航次获取的14个站位20个钻孔的岩心物质数据和年龄-深度模型(图1)为基础,使用pyBacktrack软件^[17],在考虑动力地形因素的基础上重建了南海古水深。通过计算岩心样品的不同时间窗口下的碳酸盐积累速率与古水深的回归关系,我们确定了每个时间窗口对应的CCD并绘制了27 Ma以来的南海CCD演化曲线;重点讨论了南海构造事件与气候事件作用下CCD的响应,以及演化过程中太平洋深水团与南海深部海水之间的联系。

1 南海区域背景

南海作为东亚与东南亚之间的边缘海,西北侧紧靠亚欧板块边缘,东北侧通过巴士海峡与太平洋相连,东南侧与菲律宾岛弧相接,南海陆架主要分布在北部和西部(图1)。现代南海属于半封闭的深海海盆^[16,18],最大水深可达 5 500 m,而巴士海槛水深仅有 2 600 m。南海海盆先后经历了拉张—洋脊跃迁—再拉张—停止拉张—东向俯冲等构造事件。始新世时期,南海很可能还只是古南海北部陆架的一部分^[19⇓-21],32 Ma前后,随着巴拉望和礼乐地体南移,南海东部开始扩张。25 Ma南海洋中脊向西跃迁^[22],西部次海盆开始张裂。16 Ma前后南海结束了海底扩张,菲律宾岛弧北移就位。

新生的南海洋壳随后向东俯冲,使得南海洋壳的东部俯冲在菲律宾岛弧之下,形成了吕宋岛弧和台湾增生楔。本研究涵盖了ODP、IODP南海深海海盆以及北部大陆架的钻井站位,南海不同地形单元的钙质沉积物质数据对重建CCD演化可以提供有效的约束。

CCD演化与海盆深部环流情况密切相关。南海现代深部海流的源头在巴士海槛。西赤道太平洋约2 000 m 深处的海水会越过巴士海槛并以“深海瀑布”的形式下沉进入南海深部^[16,18,23]。深部海流受到西北部的广袤陆架和海底地貌的阻碍而抬升成为中层海流。南海现代深部水体与太平洋中层水体单向连通,因此,当太平洋中层水体的化学性质发生改变时,南海深部水体也受到影响而变化(图1)。

2 方法与数据汇编

通过大洋沉积物确定深时CCD的原理主要有两种: 一是将CCD定义为与沉积物中 CaCO₃ 的某一较低固定含量的深度。Van Andel等最先基于该原理^[24]粗略地确定了新生代以来的碳酸盐的分布情况和碳酸盐补偿深度,并设定CaCO₃质量分数等于20%的深度界面为CCD。二是CCD是海洋中的远洋碳酸盐供给速率和溶解速率达到平衡时的深度^[25],在这一深度的碳酸盐积累速率(即碳酸盐的质量通量,CAR)为零。本研究采用的方法基于第二种原理,沿用了Dutkiewicz等^[3]和Campbell等^[11]重建CCD的方法,在他们的基础上对岩性数据汇编进行改进,从而提升了古水深恢复的精度。

(1)碳酸盐积累速率的计算。在利用外推法计算太平洋新近纪CCD时,Lyle^[2]给出了CAR的计算公式:

CAR= \frac{\mathrm{C}\mathrm{C}\mathrm{\%}}{100}·ρ_dry·S

其中,CC%为样品碳酸钙质量百分比,ρ_dry为样品干密度,S为线性沉积速率。本研究汇总了南海20个钻孔的CC%、ρ_dry和钻孔年龄-深度模型(原始数据见附件)。年龄-深度模型是基于贝叶斯算法优化的Bchron模型,通过进一步计算得到S。为了获得CC%样品对应深度相对准确的ρ_dry和S值,本研究采用Stata(https://www.stata.com)对ρ_dry和S进行线性插值计算。

(2)古水深的重建。本研究使用了pyBacktrack软件^[17]的浅海陆壳回剥功能,用于回溯南海大洋钻探获取的不同钻孔深度的CaCO₃样品所对应古水深。pyBacktrack软件基于回剥法,在年龄深度模型框架下配合各种岩性的解压参数进行回溯的同时,还考虑了构造沉降、动态地形和海平面升降的影响。其中,pyBacktrack软件M7模型^[17]能很好地解释大陆淹没、海平面曲线与冰层和海洋盆地体积波动以及动态地形的影响。本次研究参考了Dutkiewicz等的工作^[3],采用M7模型来重建南海大洋钻孔的古水深。pyBacktrack对南海的古水深重建需要考虑南海海盆拉张的起始时间,因此参考了Taylor等的研究^[26]将其设定为32~17 Ma。本研究使用了20个钻孔的涂片描述(Smear Slides)的岩性百分比作为岩性数据输入。相较于岩石地层学的宏观岩性描述,涂片描述的岩性数据描述更准确,岩性控制点更密集面,为古水深-年代曲线增加了更多的细节,对于较深钻孔的古水深恢复更加精确。

(3)古水深-CAR的线性回归。在获取每一个碳酸钙样品深度层位所对应的CAR值和古水深度后,我们将所有数据按年代进行划分。其中,由于17 Ma以来的CaCO₃样品数量多,采取每0.5 Ma间隔的移动窗口,27~18 Ma则采用了1 Ma间隔的移动窗口。本研究使用GMT软件6.1版本(https://www.generic-mapping-tools.org)Regression模块^[27],针对每个时间窗口碳酸盐样品对应的古水深与CAR值进行压轴回归分析(RMA), 并使用去除通过平方残差的最小中位数识别出的异常值后的残差平方平均值来检测异常值(重新加权最小二乘法,RLS)。该方法可以很好地识别出异常值,并给定置信度内的误差。然而,在个别年代窗口下,上述方法仍可能计算出违背地质常理的回归函数。针对这种情况,我们在剔除异常值后使用平方残差的平均值作为失配值进行回归。回归方程的最佳拟合直线的纵截距即为该年代范围内的南海海盆平均CCD。

3 结果

3.1 各年代的南海CCD计算结果与误差

基于上述方法的计算,通过线性插值,我们获得每个碳酸钙样品对应的干密度、线性沉积速率、古水深度和年龄,并计算出对应的碳酸钙累积速率。根据年龄,我们分时间区间进行了碳酸钙累积速率和古水深的回归,最终得到了不同年代对应南海CCD计算结果(表1)。

3.2 南海CCD演化曲线

本次研究结果(图2^{[5,11,22,28⇓-30]})表明,自晚渐新世(27 Ma)以来,南海海盆平均CCD呈现出下降趋势。

南海CCD从海平面1 000 m持续下降,在18 Ma前后稳定在3 500 m左右,下降幅度可以达到2 500 m。这一时期,南海CCD的下降在25~22 Ma时期是较快的,而同时期,赤道太平洋CCD并没有呈现出类似的趋势(图2)。Campbell等的研究结果^[11]显示,赤道太平洋CCD保持在3 700~4 000 m轻微浮动。Pälike等的结果^[5]虽略深于前者,但也表现出赤道太平洋CCD在此期间是稳定的。

18~13 Ma间,南海CCD维持在3 500 m。中中新世气候适宜期间(MMCO,17~14 Ma),CCD界面发生明显波动,波动幅度可达800 m(图2)。我们的结果与Li等^[31]在ODP1148站位观测到的浮游有孔虫组合的改变和中新世受强烈溶解作用影响的样品所记录的现象是一致的。在MMCO期间, 受制于大西洋深水团和南极深水的加强,全球海洋CCD演化呈现出普遍升高并伴随强烈的深海溶解^[3,5,11,32]。

13 Ma开始,南海海盆的CCD下降至4 000 m。在此期间,CCD在10 Ma、7 Ma、5 Ma和3 Ma都出现了一定程度地变浅(图2),在3 000~4 000 m之间波动。赤道太平洋CCD在13~10 Ma期间略有上升,但幅度有限。 需要注意的是,8 Ma以来,赤道太平洋CCD从4 000 m持续加深至4 500 m,与南海CCD在该时期的演化逐渐产生差异。全新世以来,南海海盆的平均CCD略微上升, 在0.25 Ma维持在3 500~3 800 m(图2),这与前人通过CaCO₃含量和钙质超微等古生物化石重建的现代南海CCD的结果^{[13⇓-15,33]}(3 500~4 000 m)基本一致。

4 不同时代南海CCD变化的控制因素

4.1 27~18 Ma

27~18 Ma南海CCD呈现出超过2 000 m的下降,同时期太平洋CCD一直保持在4 000 m(图2)。从古地理来看, 南海在晚始新世时期仍是一个狭窄且浅的陆架海盆。Taylor等的研究^[26]表明,南海的扩张从32 Ma开始持续到17 Ma。南海IODP U1501站位的研究数据^[21]显示,晚中新世之前,南海的浅海陆架沉积物中CaCO₃含量较低,钙质超微化石以冷水种为主且丰度较低,并出现了出现高Zr/Sr和Sc/Sr值(图3(b)-(d))。这暗示了晚中新世以前南海浅海碳酸钙生产力较低,以及陆源物质的输入较多,并广泛发育低 {\mathrm{CO}}_3^{2-}的寒冷的上涌水团。这不仅导致了碳酸钙的溶解度升高,进一步也降低了碳酸钙的饱和度。颗石藻生产出的碳酸钙以及钙质生物骨骼一定程度上被强烈的陆源碎屑信号所稀释,已经沉积的碳酸钙有可能被底层水再次溶解(图4(a))。 Harris等^[34]的研究表明,现代美国加州南部海岸普遍的上升水团导致北美西部陆架海域的文石饱和度持续降低并存在海水酸化的风险。在该海域生存的钙壳类生物普遍受到生长缓慢以及壳质量损失的威胁,并且钙壳类生物在浅海中的碳酸钙溶解将导致其向深海供给碳酸钙的速度减慢,从而减少深海碳酸盐通量。由此推测,晚中新世以前的南海受到构造作用的约束,整体处于浅海陆架的环境^[21],可能出现了碳酸钙不饱和或低饱和度的情况,导致出现了非常浅的CCD。

U1501站位的数据^[21]表明沉积物中CaCO₃含量在26 Ma前后明显上升,钙质超微化石转换为以暖水种为主且丰度升高,Sc/Sr比值明显降低(图3(b)-(d))。U1501站位所处地区受南海拉张作用的影响,其沉积环境逐步过渡为外陆架,底层海水的上涌作用削弱(图4(b))。外陆架沉积物中陆源碎屑信号削弱,钙质沉积明显增加。这一时期,南海海水中的碳酸钙逐渐饱和,暖水种超微化石指示出海水也在变缓,促使碳酸钙的溶解度降低,更易于碳酸钙达到饱和。钙质生物丰度的提升促进了更多的无机碳释放进入海洋-沉积物系统中,CCD持续下降为碳酸钙的储存进一步提供空间。研究还发现25 Ma开始CCD的加深速度明显增加,这与该时期南海洋中脊跃迁、南海西南次海盆拉开、南海海盆扩张速度变快^[22]等一系构造事件在时间上是耦合的,但相关性还需要进一步论证。综上,我们认为,27~18 Ma南海CCD骤降是由于其构造拉张所驱动的。

4.2 18~13 Ma

南海CCD在18~14 Ma出现了800 m左右的波动,并在13 Ma前后再次下降了500 m(图2)。在早中新世19~17 Ma,全球各大洋均发生了CCD变浅^{[2⇓⇓-5,7,9,34-35]},在持续2~4 Ma后,在中中新世14 Ma前后再次加深。其中,早中新世赤道太平洋CCD波动幅度可以达到300~600 m^[5,11]。一般认为,早—中中新世CCD波动事件与同时期全球气候事件相关;CCD明显变浅与中中新世气候适宜期(MMCO,17~15 Ma^[35])吻合,再次加深与中中新世气候转折期(MMCT,15~13 Ma^[36])吻合。早中新世CCD的变浅被认为与中新世早中期全球普遍变暖趋势和海平面小幅上升有关^[2,29,36]。Lyle^[2]认为在这一时期全球范围内并没有出现与CCD上升相同规模的构造与古海洋事件。 MMCO期间,p(CO₂)达到(400~600)×10 {{\mathrm{}}^{-6}}^{\mathrm{}\mathrm{}}^[37-38],全球气温上升了约3 ℃^[39],海平面上升淹没了大量沿海陆地,陆架面积增加促使碳酸钙的沉积中心从盆地迁移至沿海陆架。Derry^[6]通过模拟发现,当位于陆架-盆地的碳酸盐分配中陆架配额增加会驱动早中新世CCD的变浅。MMCT期间气候由暖转冷,南极冰盖再次出现^[29],全球海平面下降^[36]驱动中中新世全球CCD加深。同时,Sangiorgi等^[40]还关注到在中高纬度地区MMCT期间海洋表面的初级生产力的提升,这意味着更多的碳酸钙会向更深盆地中心沉积,加深了CCD。早中新世全球CCD的波动与全球两极冰川的周期性融化和形成存在一定关联,CCD的波动与全球底栖有孔虫δ¹⁸O的变化存在耦合关系^[2,5,36],CCD变浅时底栖有孔虫δ¹⁸O负偏。CCD变浅还会导致深部碳酸盐的优先溶解以及有机碳埋藏,底栖有孔虫δ¹³C^[6,9]正偏。

我们试图通过海平面升降、碳氧同位素等指标的演化进一步判断中中新世南海CCD变浅的机制是否与全球同时CCD变浅机制一致。从古地理上看,该时期,南海已经完全拉张,构造比较稳定且开口向东与太平洋相连。前人研究^[11,25]指出,16~15 Ma南海深部沉积物受到南极绕极流入侵的影响发生碳酸盐溶解事件,并与北太平洋呈现出一致的碳酸钙化学演化趋势。南海1148钻孔底栖有孔虫δ¹⁸O和δ¹³C数据^{[11,16,25,35,41]}显示,在早中新世南海CCD波动期间,在16 Ma前后出现0.5‰的δ¹⁸O负偏和2‰的δ¹³C正偏(图3(e), (f))。这表明南海在中中新世早期的确存在沉积物中的碳酸钙发生溶解和有机碳的埋藏。16~14 Ma底栖有孔虫δ¹⁸O和δ¹³C迅速恢复至初始值(图3(e), (f))。随后,δ¹⁸O出现了更加强烈的正偏,其幅度可达到+1‰,δ¹³C出现持续的负偏(图3(e), (f))。

这表明,在MMCT期间,南极绕极流迅速退出南海,碳酸钙快速向海盆中心方向堆积(图4(c))。张桂林^[42]基于南海珠江口盆地和曾母盆地层序地层和二维地震数据,获取了18.5 Ma以来南海相对海平面变化曲线。通过与本次研究获得的CCD演化曲线对比发现,早中新世南海CCD波动期间,南海相对海平面在18~13 Ma期间呈现出先上升后下降的趋势(图3(g))。结合全球CCD演化趋势,我们推断:这一时期海平面短暂上升致使南海北缘陆架面积增加,更多的碳酸钙在陆架上沉积,CCD出现短暂变浅,但16 Ma前后南海海平面再次下降,碳酸钙沉积中心在此向盆地方向转移,进一步加深了CCD(图4(c))。在早中新世晚期至中中新世早期,南海海盆构造稳定且与太平洋之间直接连通,南海水碳酸盐化学的演化受到全球气候变化影响。从演化特点和驱动机制来看,这一时期,南海CCD演化趋势与全球其他大洋基本一致。值得注意的是, 8~13 Ma南海与赤道太平洋CCD仍然存在近500 m的差异。我们推测,这很可能与边缘海与开放大洋碳酸盐生产速率的差异性有关,需要进一步验证。

4.3 13~8 Ma

Pälike等^[5]和Campbell等^[11]的重建结果显示,赤道太平洋的CCD在15~8 Ma期间进入到相对稳定的状态,起伏波动小于200 m。MMCT期间,底栖有孔虫δ¹⁸O和Mg/Ca数据^[36]表明,全球海平面持续下降了约100 m,全球温度下降了约3 ℃,并最终形成稳定的东南极冰盖(EAIS)^[35-36]。随着MMCT的结束,全球进入了晚中新世稳定的冰期,全球海平面变化较小,每百万年仅有20~30 m的变化。晚中新世冰期期间全球p(CO₂₎和碳酸盐输入通量也通过模拟和相关代替指标被限定在相对较低的数值^[6,37]。

13 Ma前后,由于南极绕极流的退出,南海在MMCT期间底层海水变得相对温暖并富含 {\mathrm{CO}}_3^{2-}。南海CCD在此期间下降了500 m,达到海平面之下4 000 m。随后,南海CCD在13~10 Ma期间也相当的稳定,基本保持在4 000 m且波动小于300 m。这与Campbell等^[11]重建的赤道太平洋CCD在15~8 Ma的表现基本一致(图2)。我们推断,在13~8 Ma,南海深部海水与太平洋深部海水在碳酸盐化学特征方面是相似的;进一步推断,南海在13~8 Ma时与太平洋深层海水的交换仍然是畅通的。Chen等^[41]认为18 Ma前南海与西太平洋是完全连通的。传统观点认为,16 Ma前后菲律宾北移并“就位”于南海板块的俯冲^[11-12,43],台湾增生楔开始形成,吕宋火山弧活动拉开序幕。横亘在台湾岛和巴丹群岛之间的巴士海峡海底的增生楔以及火山弧物质构成的巴士海槛也在这一时期开始生长^[41]。汪品先^[18]和翦知湣等^[16]认为菲律宾岛弧的阻挡一定程度上改造了南海深层水的性质。南海ODP1148钻孔底栖有孔虫δ¹⁸O显示,16 Ma前后南海底层水含氧量可能增高导致底栖生物组合发生改变^[43],底栖有孔虫的δ¹³C^[44]也偏离了世界大洋平均δ¹³C值^[35](图3(f))。然而,我们的研究结果显示,在13~8 Ma期间南海与太平洋仍然存在相近的CCD(图2)。我们认为,虽然此时巴士海槛持续生长,南海与太平洋深层水体还没有彻底阻隔。来自太平洋底部的深水团仍可以从东部进入南海底部,从而维持南海底部深层水的水体温度和 {\mathrm{CO}}_3^{2-}浓度与太平洋底部保持基本一致。

在该阶段后期,11~10 Ma,Lyle^[2]在对太平洋的含CaCO₃钻孔的研究中报道了称为“碳酸盐崩塌”的全球性溶解事件。在Pälike等^[5]和Campbell等^[11]给出的CCD演化曲线中也展示了“碳酸盐崩塌”触发的CCD抬升变浅。Roth等^[43]认为,“碳酸盐崩塌”是深水团北方成分水(NCW)生产加剧和扩张的结果。全球深水环流发生了重组,大西洋与太平洋深水系统出现差异。类似地,南海CCD在10 Ma前后也出现了变浅的波动;强劲的寒冷且 {\mathrm{CO}}_3^{2-}极不饱和的NCW水团越过巴士海槛进入南海海盆,溶解南海底部深海沉积的CaCO₃,致使浮游有孔虫碎片增加到90%以上^[30],并短暂抬升了CCD (图3(h)-(j), 图4(d))。9 Ma前后,随着NCW水团减弱,无法越过巴士海槛而退出南海(图4(d))。温暖且 {\mathrm{CO}}_3^{2-}饱和的北太平洋中层水和来自两极的上层水重新从海槛进入占据南海深部^[16,18]。

4.4 8 Ma至今

Chen等^[41]通过对比ODP1148钻孔底栖有孔虫δ¹³C负偏与沉积物岩心反射光谱红色参数的极负值发现,吕宋岛弧在10 Ma前后出现海底喷发事件,并认为这种喷发事件会显著地提高海底火山弧的高度,进一步削弱太平洋底水与南海深部的联系。8 Ma以来,南海CCD的演化和赤道太平洋CCD之间出现了明显的差异(图2):南海CCD保持在3 500~4 000 m并存在波动,赤道太平洋CCD则逐渐加深至目前的4 600 m左右。从南海与太平洋CCD演化差异推测,受到台湾-吕宋构造事件的影响,8 Ma以来巴士海槛的隆起已经导致太平洋底水与南海底水的交换不再通畅。南海海盆在此期间过渡为一个半封闭的海盆^[16](图4(d))。

南海海盆在半封闭后,出现了多次的CCD波动事件,分别对应了7 Ma、5 Ma和3 Ma。这些波动事件呈现出了CCD持续1~2 Ma的变浅并快速恢复加深至4 000 m级别(图2)。以5 Ma的波动为例:5 Ma CCD波动达到了800~1 000 m级别,持续了约1.5 Ma (6~4.5 Ma),与ODP1148站位通过CaCO₃质量分数识别出来的碳酸钙溶解事件D-5^[30]呈现出很好的对应关系。除了俯冲活动对南海东北部产生影响外,南海海盆主体处于构造稳定的状态,在3~5 Ma

北半球冰川的开始和加剧导致了更强的底水变冷和更高的CCD,CaCO₃溶解也开始加剧^[30,35]。6.5 Ma前后,台湾增生楔与吕宋岛弧发生弧陆碰撞,台湾增生楔抬升至海平面以上的同时,巴士海槛升高至海平面以下2 400 m的高度^[16,18,41]。这意味着,两极底水的入侵相较于之前南海CCD在10 Ma的波动更加强势才可能越过更高的海槛进入南海深部。

我们尝试寻找7 Ma和3 Ma的南海CCD的300~500 m级别的波动与碳酸钙溶解和气候周期变化之间的关系,但是尚未有相关报道。我们认为它们与5 Ma南海CCD的波动的触发机制是相似的,都是南海海槛隆起封闭南海深部的构造活动和冰期—间冰期两极海水入侵和退出的气候演化的控制下的结果。随着巴士海槛持续隆起,两极海水的入侵南海深部会变得愈加困难,南海CCD的演化将与外部深水团的性质逐渐脱钩。

5 结论

本研究汇编了南海ODP、IODP 20个钻孔的CaCO₃质量分数、干密度、岩性描述和Bchron年代模型,在考虑动力地形学的基础上重建了南海钻孔的古水深,以沉积物中碳酸钙累积速率(CAR)为计算深时CCD的代替指标,首次对27 Ma以来的南海CCD演化进行了定量重建。通过比对南海钻孔的底栖有孔虫δ¹³C、δ¹⁸O和Sc/Sr等演化曲线,我们对南海CCD演化模式得到以下初步认识:(1)南海在早期扩张时很可能存在一个很浅的CCD界面;27~18 Ma期间南海CCD的2 000 m级别的骤降是构造驱动的结果。 (2)早—中中新世南海CCD的演化与全球其他大洋CCD在这一时期的演化均表现出先变浅再加深的波动,这与MCO和MMCT全球性的气候演化紧密关联。(3)与前人从底栖有孔虫δ¹³C的演化得到结果不同,通过南海CCD演化与太平洋相比对,13~10 Ma,巴士海槛虽然在持续生长,南海与太平洋CCD演化趋势基本一致,可能暗示了当时两者深层水体还没有完全阻隔;而 8 Ma南海和太平洋CCD的演化出现了明显差异,我们推测太平洋底水与南海底水的交换此时才开始不通畅。 (4)5 Ma南海CCD发生的波动的是南海构造封闭和气候演化的控制下冰期—间冰期两极底层水进出南海的共同控制下的结果。

感谢蔡媛博士和肖开迅博士在古水深计算等方面给予的帮助。

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基金资助

国家自然科学基金项目(42050102)