Interaction between Ice Sheet and Oceanic Carbon Cycling during the Pleistocene: A Box Model Simulation
-
摘要: 全球大洋深海有孔虫碳同位素(δ13C)记录中广泛发现40万年周期，这一周期可能与偏心率长周期的轨道驱动有关.1.6 Ma以来，δ13C的这一长周期拉长到50万年，且重值期不再与偏心率低值对应.目前对δ13C 40万年周期的成因及其周期拉长的机制还不明确.这里使用了包含9个箱体的箱式模型，用于研究热带过程与冰盖相互作用及其对大洋碳循环的影响.模拟结果显示当北半球高纬海区海冰迅速增大时冰盖迅速融化，进入冰消期，而当海冰快速消失后，冰盖则重新缓慢增长.冰盖变化具有冰期长，间冰期短的非对称形态.在季节性太阳辐射量的驱动下冰盖变化具有10万年冰期-间冰期旋回.当冰盖融化速率受北半球高纬夏季太阳辐射量控制时，冰盖变化的岁差周期明显加强，相位与地质记录一致，说明轨道驱动可以通过非线性相位锁定机制使冰盖变化与其在相位上保持一致.海冰的阻隔效应使大气中CO2在冰消期时增多.冰期时大洋环流减弱使大气中CO2逐渐减少.当模型只有ETP驱动的风化作用而不考虑冰盖变化时，模拟的δ13C记录显示极强的40万年周期，体现了大洋碳储库对热带风化过程的响应.当同时考虑冰盖变化和风化作用时，模拟的δ13C结果中40万年周期减弱而10万年周期加强，并且40万年周期上碳储库与偏心率的相位与不考虑冰盖变化时的相位也存在差异，反映了冰盖变化引起的洋流改组压制了大洋碳循环对热带过程的响应.Abstract: The widely discovered 400-kyr cycles of foraminiferal carbon isotopes (δ13C) from world oceans are interpreted to be linked to the forcing of Earth's eccentricity around the Sun. During the past 1.6 million years (Ma), however, this period extended to 500-kyr and the δ13C maxima of the carbon cycle didn't correspond to the eccentricity's minima. The origin of the 400-kyr cycle and the mechanism for its obscuring during the Pleistocene are elusive. Here we develop a 9-box biogeochemical model on the purpose of understanding interactions between tropical process and variability of ice sheet and their influences on oceanic carbon cycle. The simulated results show that deglaciation is concurrent with the appearance of sea ice in the northern high latitude; while when the northern high latitude is free of sea ice, the ice sheet begins to build up. The simulated building of ice sheet is slower than its retreat, thus the variability of ice sheet is asymmetric. The model can simulate asymmetric 100-kyr cycle of ice sheet under only seasonal solar insolation rather than Milankovitch forcing. By adding the summer insolation of northern high latitude into the ablation term of the ice sheet, precession components become stronger in simulated results. The onset of deglaciation is nonlinearly phase locked to the summer insolation forcing, which leads to a good comparison with geological record. The simulated concentration of atmospheric CO2 is becoming higher during deglaciation owing to the insulation effect of sea ice and is becoming lower during the decrease of ocean circulation. If the model is forced by only tropical weathering process but without the variability of ice sheet, simulated δ13C results exhibit strong 400-kyr cycles indicating a significant response of ocean carbon reservoir to tropical forcing. If the model is forced by both the variability of weathering and ice sheet, however, simulated δ13C results show weaker 400-kyr but stronger 100-kyr cycles and the phase difference between the simulated δ13C and the eccentricity at the 400-kyr band is also different from that in the simulation forced by only weathering process. Our model results seem to indicate that when ice sheet is introduced into the earth system it will result in oceanic circulation reorganization which can suppress the signal of tropical process in ocean carbon reservoir.
-
Key words:
- box model /
- carbon cycle /
- tropical process /
- long eccentricity period /
- paleoclimate /
- marine geology
-
四五家子油田位于吉林省公主岭市境内, 构造上处于松辽盆地东南隆起区杨大城子背斜带南缘, 属该背斜带的一个局部构造, 西南与茅山构造相邻, 南临梨树凹陷(图 1).
区内下白垩统泉头组发育较全, 青山口组青一段以上至第三系全部缺失.泉头组由下至上可划分为4段, 其中泉二段Jq2埋深约400~600 m, 厚260~330 m.根据古地形、古物源、古生态和古气候研究, 本区泉二段沉积时期, 在古隆起的背景上沉积了一套曲流河和辫状河沉积物.下部为砂泥岩互层, 中部为紫红色泥岩夹棕褐色、深灰色砂岩, 上部为紫红色泥岩.发育河道滞留沉积、点坝(边滩) 沉积、天然堤、决口扇、河漫滩和心滩等微相类型.
泉二段Jq2储层岩性上以细砂岩和粉砂岩为主, 少量粗砂岩和中砂岩, 局部发育砾岩.以岩屑长石砂岩为主, 岩屑质长石砂岩和长石质岩屑砂岩为次.碎屑组分中以长石为主, 体积分数为38%~45%, 平均为39%.石英为20%~33%, 平均为28%, 岩屑为23%~45%, 平均为33%.矿物成熟度指数为0.348~0.493, 成分成熟度偏低.碎屑颗粒多呈次棱角状, 磨圆度差, 分选系数0.77~2.33, 分选性中等—好, 结构成熟度中等偏低.
1. 主要成岩作用类型
影响储集物性的因素主要有沉积作用和成岩作用2个方面.沉积作用决定储层原始物性, 主要包括沉积微相、物源区母岩性质、碎屑组分的矿物成分、粒级大小、分选性及杂基含量等.水动力较强、分选好、杂基含量低的沉积微相, 其物性较好, 原始粒间孔发育; 反之则差.成岩作用对储层起改造作用[1, 2], 包括杂基充填作用、压实作用、自生矿物的析出和胶结作用、交代作用、溶解作用.其中, 机械压实作用、早期胶结作用使储层物性变差, 晚期溶解作用则有利于次生孔隙的形成, 并使物性得以改善.
1.1 杂基充填作用
杂基是指充填于碎屑颗粒之间的泥质和粘土粒级的细粉砂物质.杂基质量分数较高, 最高达25%, 平均为8%.杂基充填于碎屑颗粒之间, 使储层孔隙度和渗透率降低.杂基内也可形成微孔隙.杂基充填作用主要发生于沉积期和同生成岩期.
1.2 压实作用
主要发生机械压实作用, 具体表现为: (1) 碎屑颗粒之间多为点接触, 少量为悬浮接触, 部分为线-点接触; (2) 塑性颗粒(岩屑) 保存基本完好, 仅有轻微的挤压变形; (3) 刚性岩屑(长石和石英) 大多未受挤压破碎和断裂, 未见或少见波状消光; (4) 镜下见长条状矿物(如长石) 保存完好, 片状云母仅有轻微弯曲.
以上特征反映压实作用强度中等.其原因主要有: (1) 构造发育史.本区泉二段储层现埋藏深度为400~600 m, 在泉头组末期该区即开始抬升, 古埋深达中等埋藏深度, 而未进入深埋环境; (2) 胶结物含量影响压实作用强度.方解石早期胶结作用强的细砂岩, 由于胶结作用对压实作用所起的“缓冲”作用, 表现为弱压实; 胶结物含量低, 胶结作用弱的细砂岩, 表现为中等压实; (3) 不同岩性压实作用强度有差异.粉砂岩和泥质粉砂岩由于粒度细、分选差、粘土杂基含量高、原始物性差、抗压强度低, 表现为中等—强压实; 细砂岩由于粒级相对较粗、分选中—好、含较多的刚性岩屑、原始物性相对较好、抗压强度相对较高, 表现为中—弱压实.
压实作用使储层孔隙度和渗透率降低, 对储层储集物性起破坏作用.
1.3 自生矿物的析出和胶结作用
自生矿物的析出和胶结作用可发生在沉积期、埋藏成岩期及表生成岩期各个时期.胶结作用类型有: 碳酸盐矿物胶结作用、自生粘土矿物胶结作用以及石英和长石的次生加大作用.
1.3.1 碳酸盐胶结作用
以方解石为主, 少量白云石和铁方解石.依据其晶形和相互关系, 碳酸盐胶结物可分为2期: 第1期为亮晶无铁方解石, 呈自形晶, 表面干净明亮, 呈连晶式和嵌晶式胶结, 形成于早成岩B亚期.在强烈机械压实作用发生之前, 原始粒间孔尚未破坏, 直接从孔隙水的沉淀结晶出来, 晶体有充分的生长空间, 因而趋向于形成自形晶体.此类方解石胶结物对储层的物性影响较大, 方解石强烈胶结的砂岩, 孔隙度和渗透率都很低, 仅见少量残留的粒间孔隙; 第2期为亮晶铁方解石和白云石, 铁方解石多呈半自形粒状充填于孔隙中, 白云石呈菱形晶体, 分布于粒间.铁方解石和白云石形成于晚成岩A亚期, 其铁、镁来源与晚成岩期粘土矿物转化和暗色矿物分解过程中析出的铁、镁有关.
一般而言, 碳酸盐胶结作用对储层的储集物性起破坏作用, 但本区的情况有所不同.由于本区储层中方解石的早期胶结作用对机械压实作用起缓冲作用, 使储层免受强烈压实, 而在以后构造抬升过程中, 早期方解石胶结物发生了强烈的溶解, 形成了大量的粒间方解石次生溶孔, 对储层的孔渗性起到了改善作用.
1.3.2 自生粘土矿物胶结作用
自生粘土矿物胶结作用较为普遍.主要有高岭石、伊利石、蒙脱石、绿泥石及伊/蒙混层. (1) 高岭石: 分布较普遍, 相对质量分数为3%~54%.单体呈假六方片状, 集合体呈蠕虫状、书页状, 充填于粒间孔中.自生高岭石的形成需要有足够的铝离子及SiO2, 富含CO2、低pH值、富有机质的孔隙水有利于高岭石的形成; (2) 伊利石: 分布较普遍, 相对质量分数较高, 为25%~79%.扫描电镜下多呈片状及丝状分布于粒间及粒表; (3) 蒙脱石: 分布较普遍, 相对质量分数仅次于伊利石和高岭石而居第三, 为5%~26%.薄片中可见蒙脱石集合体包覆于碎屑颗粒周围, 扫描电镜下多呈丝状、片状分布于粒表及粒间; (4) 绿泥石: 分布局限, 相对质量分数低, 为13%~17%.绿泥石是酸敏性矿物.
1.3.3 石英次生加大
石英次生加大弱, 且分布不普遍.在个别薄片中可见石英次生加大, 在扫描电镜下见石英次生加大, 形成自形晶面, 多数为Ⅰ级加大, 仅个别可达Ⅱ级加大.
不同岩石类型胶结物含量不同, 因而其胶结作用强度也不相同.分选好、胶结物含量高的细砂岩表现为中等—强胶结; 粒间胶结物含量低的细砂岩表现为弱胶结.
1.4 溶解作用
溶解作用可形成次生溶蚀孔隙, 是对储层储集物性改善的一种主要成岩作用.本区泉二段储层中所见溶解作用主要有: (1) 碎屑颗粒溶解: 主要为长石碎屑的溶解.长石边缘溶解呈港湾状, 或沿解理缝和双晶缝溶解成残骸状, 很少见到完全溶解的长石.本区长石溶解弱, 且分布不普遍, 形成的次生溶孔有限, 对储层储集空间改善的作用不大; (2) 胶结物溶解: 主要为方解石胶结物的溶解, 形成粒间胶结物次生溶孔, 局部粒间见粒状方解石溶解残余, 为本区储层储集空间改善, 产生次生孔隙的主要成岩作用.
1.5 交代作用
方解石交代作用广泛而强烈.方解石常交代长石、岩屑, 使其边缘呈港湾状、锯齿状, 进一步交代呈残骸状, 甚至完全交代呈交代假像.
2. 成岩演化序列和成岩作用阶段划分
2.1 成岩演化序列
埋藏成岩过程中, 发生的各种成岩事件有早有晚, 有强有弱.通过对储层的岩石学特征、碎屑组分的成岩变化、自生矿物的类型、分布、形成的先后顺序及相互交代关系、各种成岩作用的特征, 总结出本区泉二段储层的成岩演化序列(图 2), 其特点如下: (1) 干旱、炎热、氧化环境下泉二段河流沉积相沉积物的形成; (2) 泉二段沉积后在上覆沉积物的覆盖下进入浅埋藏环境; (3) 早成岩期弱压实作用; (4) 早成岩期亮晶方解石胶结作用; (5) 少量自生高岭石形成并充填粒间孔; (6) 自生蒙脱石形成; (7) 少量石英Ⅰ级加大; (8) 方解石交代长石; (9) 埋藏深度加深, 进入中等埋藏环境; (10) 晚成岩A亚期中—强压实作用; (11) 晚成岩A亚期铁方解石和白云石的形成及交代作用; (12) 石英次生加大达Ⅱ级, 形成自形晶面; (13) 长石溶解和早期亮晶方解石胶结物的溶解, 形成粒间胶结物溶孔和粒内溶孔; (14) 粘土矿物中蒙脱石转化, 从早成岩期的伊/蒙无序混层向晚成岩期的部分有序混层转化.
2.2 成岩作用阶段划分
根据岩石结构、孔隙类型、自生矿物分布、形成顺序、粘土矿物类型及转化, 将本区泉二段储层划分为早成岩B亚期和晚成岩A亚期(图 3).
(1) 早成岩B亚期: 为河流相沉积物由未固结到石化成岩的阶段, 埋深较浅, 最高古地温约为70~85 ℃, 有机质半成熟, 压实作用弱, 碎屑颗粒之间以点接触为主, 岩石半固结—固结.自生高岭石充填粒间, 大量方解石胶结物充填孔隙, 并交代长石碎屑.少量石英Ⅰ级加大, 扫描电镜下见石英形成自形晶面.富含蒙脱石, 并开始明显向伊利石转化, 混层中蒙脱石层占80%~85%, 为无序混层.孔隙类型以原生粒间孔为主, 少量次生溶孔.
(2) 晚成岩A亚期: 随着埋深增大, 进入中等埋藏环境, 压实作用增强, 为中强压实.最高古地温为85~90 ℃, 有机质成熟, 并产生有机酸.碎屑颗粒之间以点—线接触为主, 部分线接触, 岩石已固结成岩, 石英以I级加大为主, 少量见Ⅱ级加大, 扫描电镜下见石英被自形晶面包围及自形的石英晶体.少量铁方解石和白云石分布于粒间.扫描电镜下可见粒间和粒表的自生高岭石、伊利石、绿泥石和伊/蒙混层矿物.粘土矿物中蒙脱石向伊利石转化, 并脱出层间水, I/S混层为部分有序混层.含有机酸的孔隙水对早成岩期形成的方解石胶结物的溶解作用形成了粒间胶结物溶孔, 长石也发生部分溶解, 形成粒内溶孔.孔隙类型为粒间孔、粒间溶孔及粒内溶孔的混合孔隙类型.
3. 储集空间类型
依据薄片鉴定及扫描电镜观察, 储集空间类型主要有粒间孔隙、粒间胶结物溶孔、粒内溶孔、晶间孔及微孔隙. (1) 粒间孔: 碎屑沉积物形成时颗粒之间的孔隙.在成岩过程中, 受压实作用和胶结作用影响, 岩石的原生粒间孔隙不断减小.此类孔隙是泉二段储层的主要储集空间类型; (2) 粒间溶孔: 颗粒边缘、粒间胶结物及杂基发生溶解形成的孔隙.本区储层中见方解石胶结物发生溶解, 形成大量粒间方解石溶解孔隙.也见到部分颗粒边缘发生溶解; (3) 粒内溶孔: 仅见部分长石发生溶解, 形成少量粒内溶孔; (4) 晶间孔: 方解石胶结物晶体形成少量晶间孔以及石英次生加大后自形晶面之间的晶间孔; (5) 微孔: 粘土矿物晶体之间的微小孔隙.主要为高岭石晶间微孔及粘土杂基内微孔.
本区储层储集空间以粒间孔为主, 次为粒间溶孔, 少量粒内溶孔、晶间孔及微孔.
4. 成岩储集相和储集空间演化模式
4.1 成岩储集相
成岩储集相是影响储层性质的某种或几种成岩作用及特有的储集空间组合, 它反映沉积岩的目前面貌, 这一面貌是其成岩过程中所经历的一系列成岩变化的结果[3].通过对各项资料的分析, 综合考虑沉积微相类型、岩石类型、粒度和分选性、砂岩中碎屑组分(石英、长石和岩屑) 特征及含量、杂基含量、胶结物类型及含量、储集空间类型、压实作用、胶结作用和溶解作用的强弱等因素, 将本区泉二段储层分为4种成岩储集相类型(表 1).
表 1 四五家子油田泉二段储层各类成岩储集相特征Table Supplementary Table Characteristics of each diagenesis-reservoir facies of Jq2 at Siwujiazi oilfield
(1) 弱胶结中等压实粒间孔成岩储集相(A相).岩性为以细砂岩为主, 少量粗粉砂岩, 分选性中等—好, 颗粒之间以点接触为主, 部分点—线接触, 接触式胶结, 粒间胶结物含量低, 一般不超过5%, 类型为自生粘土矿物、铁方解石、白云石及少量石英次生加大胶结.胶结作用弱, 压实作用中等.原始物性较好, 粒间孔在成岩过程中未受胶结作用破坏, 虽然压实作用破坏了部分原生粒间孔, 但仍以原生粒间孔为主, 少量长石晶内溶孔.具Ⅰ类孔隙结构, 其储集性能好, 孔隙度和渗透率均较高, 孔隙度可达29.3%~29.7%, 渗透率571.63×10-3~996.19×10-3 μm2, 属高孔高渗中喉型储层.最大连通喉道半径(Rd) 为13.87~14.42 μm, 孔喉中值半径(R50) 为5.52 μm, 孔喉均值(Dm) 为8.3 μm.孔隙非均质性弱, 孔喉分选好, 分选系数(Sp) 为3.6~3.9.孔隙连通程度高, 峰度(Kp) 为1.9~2.1, 偏度(Skp) 为0.68~0.80.排驱压力小, 为0.05 MPa; 最大汞饱和度为84.99%~89.23%.此类成岩储相主要分布于分选好的点坝微相细砂岩中, 为最有利的储层.
(2) 胶结物溶解次生孔隙成岩储集相(B相).岩性以细砂岩为主, 少量粗粉砂岩, 分选性中等—好, 颗粒之间以点接触为主, 接触式胶结, 粒间胶结物主要为方解石胶结物溶解残余及少量自生粘土矿物.溶解作用强烈, 孔隙以方解石胶结物溶解孔隙为主.具Ⅱ类孔隙结构, 其储集性能较好, 孔隙度较Ⅰ类略低, 为27.6%~28.6%, 但渗透率比Ⅰ类降低许多, 为181.48×10-3~234.01×10-3 μm2, 属高孔中渗细喉型储层.最大连通喉道半径(Rd) 为10.2 μm, 孔喉中值半径(R50) 为0.47~1.66 μm, 孔喉均值(Dm) 为9.31~10.15 μm.孔隙非均质性较弱, 孔喉分选较好, 分选系数(Sp) 为3.95.孔隙连通程度较高, 峰度(Kp) 为1.45~1.55, 偏度(Skp) 为0.03~0.38.排驱压力小, 为0.07 MPa; 最大汞饱和度为71.76%~78.84%.此类成岩储集相是早期方解石胶结物在晚成岩期溶解而形成的, 为有利的储层.
(3) 杂基充填强压实微孔隙成岩储集相(C相).岩性主要为粉砂岩和泥质粉砂岩, 部分杂基含量高的细砂岩.岩石分选性差, 粘土杂基含量高, 一般为15%~25%, 胶结物含量低.主要成岩作用为杂基充填作用及压实作用.由于粒度细、粘土杂基含量高, 因而压实作用较强, 孔隙不发育, 以粘土杂基内微孔为主, 仅有少量粒间孔及溶孔.具Ⅲ类孔隙结构, 其储集性能较差, 孔隙度中等, 为10.1%~21.1%, 但渗透率极低, 为0.06×10-3~0.25×10-3 μm2, 为中孔特低渗微喉型储层.最大连通喉道半径(Rd) 为0.75~1.44 μm, 孔喉中值半径(R50) 为0.06~0.14 μm, 孔喉均值(Rm) 为11.91~12.34 μm.孔隙非均质性较强, 分选系数(Sp) 为2.46~2.67.孔隙连通程度低, 峰度(Kp) 为3.87~4.26, 偏度(Skp) 为-0.99~2.46.排驱压力较大, 为0.51~0.97 MPa; 最大汞饱和度70.15%~78.66%.此类成岩储集相主要发育于河漫滩、决口扇和天然堤微相的粉砂岩和泥质粉砂岩中, 在边滩微相细砂岩中也有少量分布.
(4) 早期方解石胶结成岩储集相(D相).岩性为细砂岩和粗粉砂岩, 分选性中等—好, 颗粒之间点接触, 胶结物含量高, 为15%~25%, 呈孔隙式胶结, 类型为无铁方解石.成岩作用主要为早成岩B亚期方解石胶结作用, 胶结作用强而压实作用弱.原始物性较好, 但由于早期方解石的强烈胶结作用, 而使原生粒间孔被方解石充填破坏, 而后期方解石胶结物仅受轻微溶解, 因而孔隙发育差, 少量胶结后残留的粒间孔及少量方解石晶间孔及溶孔.具Ⅳ类孔隙结构, 其储集性能极差, 孔隙度低, 为11.6%~12.7%, 渗透率极低, 为0.05×10-3~0.07×10-3 μm2, 为低孔特低渗微喉型储层.孔喉半径极小, 最大连通喉道半径(Rd) 为0.49~1.41 μm, 孔喉中值半径(R50) 为0.02~0.09 μm, 孔喉均值(Rm) 为12.95~13.08 μm.孔隙非均质性强, 分选系数(Sp) 为2.32~2.54.孔隙连通程度极低, 峰度(Kp) 为7.41~1.55, 偏度(Skp) 为-1.56~-1.62.排驱压力大, 为0.52 MPa, 最大达1.5 MPa; 最大汞饱和度为60.24%~68.14%.此类成岩储集相主要出现于边滩微相的细砂岩中, 在天然堤微相及决口扇微相的细砂岩中也有分布.
在以上成岩储集相中, 以弱胶结中等压实粒间孔隙成岩储集相储集性能最好, 其次为胶结物溶解次生孔成岩储集相, 杂基充填强压实微孔隙成岩储集相储集性能较差, 早期方解石胶结成岩储集相储集性能极差.
4.2 储集空间演化模式
本区泉二段储层的储集空间是沉积作用和成岩作用的综合产物, 沉积作用决定沉积物的原始物性的好坏, 成岩作用则对物性起进一步的改造作用.通过以上对成岩作用类型、成岩序列、成岩作用阶段、成岩储集相类型、储集空间类型及特征的研究, 总结出本区泉二段储层的储集空间演化模式(图 4). (1) 使本区储层储集空间减少的成岩作用主要为压实作用和胶结作用; (2) 使本区储层储集空间增加的成岩作用主要为溶解作用; (3) 储层经历了浅埋藏环境的弱压实和中等埋藏的中、强压实作用, 原生粒间孔急剧减少; (4) 早成岩B亚期的早期方解石及自生高岭石、蒙脱石、伊/蒙混层充填粒间孔, 使粒间孔减少.此时溶解作用弱, 仅形成少量次生溶孔.另外, 粘土矿物晶体之间可形成少量晶间微孔.因而此期形成了以粒间孔为主, 少量次生溶孔和微孔的储集空间组合; (5) 晚成岩A亚期, 溶解作用使储集空间得以改善, 主要有方解石胶结物的溶解作用形成粒间胶结物溶孔; 长石碎屑的溶解形成粒内溶孔.此外, 石英次生加大形成的自形晶面之间可形成晶间孔; 自生粘土矿物晶体之间形成晶间微孔.此期形成了粒间孔、粒间溶孔、粒内溶孔、晶间孔及微孔的储集空间组合.
-
图 2 封闭系统季节性太阳辐射量驱动模拟结果
a.北半球冰盖覆盖面积比例；b.北半球海冰覆盖面积比例；c.南半球海冰覆盖面积比例；d.大气CO2含量；e.箱体“B”(底层水)海水碳同位素；f.箱体“E”海水碳同位素.灰色阴影对应北半球海冰面积触发的时间段
Fig. 2. Simulated results of closed system driven by seasonal insolation
图 3 封闭系统季节性太阳辐射量驱动下北半球冰盖累积速率与融化速率变化情况
Fig. 3. Accumulation and ablation rate of closed system under seasonal insolation forcing
图 4 封闭系统太阳辐射量驱动冰盖融化速率变化条件下的模拟结果
a.LR04 δ18O合成记录(Lisiecki and Raymo, 2005)；b.北半球冰盖覆盖面积比例；c.北半球海冰覆盖面积比例；d.南半球海冰覆盖面积比例；e.大气CO2含量；f.箱体“B”(底层水)海水碳同位素；g.箱体“E”海水碳同位素
Fig. 4. Simulated results of closed system driven by Milankovitch insolation and insolation based ablation term
图 5 固定冰盖体积，河流输入DIC和ALK在ETP驱动下0~2 Ma的模拟结果
a.大气CO2含量；b.箱体“B”的海水δ13C；c.箱体“E”的海水δ13C；d.箱体“B”的碳酸根浓度；e.地球偏心率参数(Laskar et al., 2004)
Fig. 5. Simulated results of the latest 2 Ma driven by ETP based riverine inputs of DIC and ALK without variability of ice sheet
图 6 太阳辐射量轨道驱动冰盖体积变化，ETP驱动河流输入DIC和ALK变化条件下0~2 Ma的模拟结果
a.北半球冰盖覆盖面积比例；b.北半球海冰覆盖面积比例；c.大气CO2含量；d.箱体“B”的海水δ13C；e.箱体“E”的海水δ13C；f.箱体“B”的碳酸根浓度；g.地球偏心率参数(Laskar et al., 2004)
Fig. 6. Simulated results of the latest 2 Ma driven by ETP based riverine inputs of DIC and ALK and Milankovitch insolation based variability of ice sheet
图 7 封闭系统季节性太阳辐射量驱动下洋流变化模拟结果
a.北半球冰盖覆盖面积比例；b.Q1(NADW)流量；c.箱体“N”与“D”海水交换速率；d.箱体“S”与“I”海水交换速率
Fig. 7. Simulated results of ocean circulation under seasonal insolation forcing in closed system
图 8 开放系统固定冰盖体积模拟结果的小波分析
a.箱体“B”模拟δ13C连续小波谱；b.箱体“E”模拟δ13C连续小波谱；c.箱体“B”与“E”模拟δ13C的交叉小波谱；d.箱体“B”模拟δ13C与偏心率参数(Laskar et al., 2004)的交叉小波谱.其中黑色锥形实线以内为小波分析过程中不受边缘效应影响的区域，锥形线以外的结果可能因边缘效应而不可信.交叉小波结果中黑色等值线代表红噪假设下显著性水平为5%的区域.箭头表示2个时间序列间的相位关系.向右箭头表示同相位，向左箭头表示反相位，向上箭头表示δ13CB领先90°，向下箭头表示δ13CB落后90°.小波分析方法由Grinsted et al.(2004)提供
Fig. 8. Wavelet spectrums of simulated results in open system without the variability of ice sheet
图 9 开放系统冰盖体积可变时模拟结果的小波分析
a.箱体“B”模拟δ13C连续小波谱；b.箱体“E”模拟δ13C连续小波谱；c.箱体“B”与“E”模拟δ13C的交叉小波谱；d.箱体“B”模拟δ13C与偏心率参数(Laskar et al., 2004) 的交叉小波谱.其中频谱置信区间和黑色箭头代表的领先/落后关系见图 8中说明
Fig. 9. Wavelet spectrums of simulated results in open system that include the variability of ice sheet
表 1 箱式模型参数
Table 1. List of parameters
符号 描述 单位 数值 海洋模型 L1, L2, L3 箱体长度 106 m 4.15, 20, 4.15 W 箱体宽度 106 m 18 flS, flE, flN 陆地所占比例 0.5, 0.25, 0.5 λ1, …, λ5 流量参数 106 6.6, 5.1, 1.2, 4.2, 1.0 Kv1, …, Kv5 垂向扩散系数 m2/s 2.6×10-3, 6.5×10-5, 2.2×10-3, 2.4×10-3, 6.1×10-5 Kh1, …, Kh3 横向扩散系数 m2/s 2.5×103 lengthv1, …, lengthv5 垂向长度系数 m 1 500, 1 500, 1 500, 1 900, 1 900 lengthh1, …, lengthh3 横向向长度系数 106 m 17, 16, 18 upper 表层箱体间横截面积 m2 2×109 lower 下层箱体间横截面积 m2 2.8×1010 ρ0 海水参考密度 kg/m3 1 028 S0 海水参考盐度 35 D 表层箱体水深 m 200 τ 热量散失的阻尼系数 s 4.65×107 Cpw 海水热容 J·K/kg 4 180 海冰模型 Dsea-ice 海冰初始厚度 m 1.5(箱体“S”)，3(箱体“N”) τsea-ice 海冰阻尼系数 s 2.6×106 γ 海冰热阻隔系数 m 0.05 ρsea-ice 海冰密度 kg/m3 917 Tsea-ice 海水结冰温度 ℃ -2 Lf 海水融化潜热 J/kg 3.34×105 大气模型 αland 陆地反射系数 0.2 αland-ice 冰盖反射系数 0.9 αsea 海水反射系数 0.07 αsea-ice 海冰反射系数 0.65 αcloud 云层反射系数 0.3 PlwOS, …, PlwON 长波辐射系数 0.61, 0.52, 0.67 σ Stephan-Boltzmann常数 5.67×10-8 κ 常系数 0.03 pCO20 大气CO2参考值 10-6 280 Kθ 大气扩散系数 1/(s·K2) 1.5×1020 KMq 经向水汽扩散系数 m4/(s·K) 2.4×1013 Kq 高纬形体内的水汽扩散系数 m3/s 6.5×108 R 气体常数 J/(kg·K) 287.04 Cpw 定压比热 J/(kg·K) 1 004 g 重力加速度 m/s2 9.8 P0 参考大气压力 102 Pa 1 000 A 湿度计算常数 Pa 2.53×1011 B 湿度计算常数 K 5.42×103 生物地球化学模型 h 半饱和常数 mol/m3 2×10-5 r 常系数 1.2×10-8, 1.0×10-7, 2.0×10-8 
下载: 导出CSV
附表 1 模型生物地球化学参数
附表 1. List of parameters for biogeochemical model
参数 描述 数值 来源 rcporg 有机质吸收C、P的比例生物吸收总C、P的比例 106 Ridgwell, 2001 rC∶P (POC+PIC) rCorg∶p/(1-rainratio) Ridgwell, 2001 rnporg 有机质吸收N、P的比例 16 Ridgwell, 2001 rALK∶P ALK与P的比例 2×rainratio×rCorg∶p -0.7×rN∶P Ridgwell, 2001 g 箱体“I”和“D”中POC和PIC的溶解比例 0.5 Toggweiler, 2008 rom POC沉积比例 0.01 本研究 DGvol+kero 火山与沉积物氧化释放CO2 7.78×1012 mol/a 本研究 Pv 海-气交换的活塞速度 3 m/d Toggweiler, 2008 εp 有机碳碳同位素分馏 -23‰ 本研究 δ13Criv 河流输入碳同位素组成 -5‰ 本研究 δ13Cvol+kero 火山与沉积物氧化释放CO2的碳同位素组成 -5‰ Kump and Arthur, 1999 rivPO43- 河流输入的磷酸盐 2.5×1010 mol/a 本研究
下载: 导出CSV
-
[1] Barker, S., Archer, D., Booth, L., et al., 2006. Globally increased pelagic carbonate production during the mid-brunhes dissolution interval and the CO2 paradox of MIS 11. Quaternary Science Reviews, 25(23-24): 3278-3293. doi: 10.1016/j.quascirev.2006.07.018 [2] Berger, A.L., 1978. Long-term variations of daily insolation and quaternary climatic changes. Journal of the Atmospheric Sciences, 35(12): 2362-2367. doi: 10.1175/1520-0469(1978)035<2362:LTVODI>2.0.CO;2 [3] Broecker, W.S., Peng, T.H., 1987. The role of CaCO3 compensation in the glacial to interglacial atmospheric CO2 change. Global Biogeochemical Cycles, 1(1): 15-29. doi: 10.1029/GB001i001p00015 [4] Clemens, S.C., Tiedemann, R., 1997. Eccentricity forcing of Pliocene-early Pleistocene climate revealed in a marine oxygen-isotope record. Nature, 385(6619): 801-804. doi: 10.1038/385801a0 [5] Curry, W.B., Oppo, D.W., 2005. Glacial water mass geometry and the distribution of δ13C of ∑CO2 in the western Atlantic Ocean. Paleoceanography, 20: PA1017. doi: 10.1029/2004PA001021 [6] Gherardi, J.M., Labeyrie, L., Nave, S., et al., 2009. Glacial- interglacial circulation changes inferred from 231Pa/230Th sedimentary record in the North Atlantic region. Paleo ceanography, 24: PA2204. doi: 10.1029/2008PA001696 [7] Gildor, H., Tziperman, E., 2000. Sea ice as the glacial cycles' climate switch: role of seasonal and orbital forcing. Paleoceanography, 15(6): 605-615. doi: 10.1029/1999PA000461 [8] Gildor, H., Tziperman, E., 2001. A sea ice climate switch mechanism for the 100 ka glacial cycles. Journal of Geophysical Research, 106(C5): 9117-9133. doi: 10.1029/1999JC000120 [9] Gildor, H., Tziperman, E., Toggweiler, J.R., 2002. Sea ice switch mechanism and glacial-interglacial CO2 variations. Global Biogeochemical Cycles, 16(3): 1032. doi: 10.1029/2001GB001446 [10] Grinsted, A., Moore, J.C., Jevrejeva, S., 2004. Application of the cross wavelet transform and wavelet coherence to geophysical time series. Nonlinear Processes in Geophysics, 11(5-6): 561-566. doi: 10.5194/npg-11-561-2004 [11] Hays, J.D., Imbrie, J., Shackleton, N.J., 1976. Variations in the Earth's orbit: pacemaker of the ice ages. Science, 194(4270): 1121-1132. doi: 10.1126/science.194.4270.1121 [12] Holbourn, A., Kuhnt, W., Schulz, M., et al., 2007. Orbitally-paced climate evolution during the Middle Miocene "Monterey" carbon-isotope excursion. Earth and Planetary Science Letters, 261(3-4): 534-550. doi: 10.1016/j.epsl.2007.07.026 [13] Imbrie, J., Berger, A., Boyle, E.A., et al., 1993. On the structure and origin of major glaciation cycles 2. The 100 000-year cycle. Paleoceanography, 8(6): 699-735. doi: 10.1029/93pa02751 [14] Imbrie, J., Imbrie, J.Z., 1980. Modeling the climatic response to orbital variations. Science, 207(4434): 943-953. doi: 10.1126/science.207.4434.943 [15] Lane, E., Peacock, S., Restrepo, J.M., 2006. A dynamic-flow carbon-cycle box model and high-latitude sensitivity. Tellus B, 58(4): 257-278. doi: 10.1111/j.1600-0889.2006.00192.x [16] Laskar, J., Robutel, P., Joutel, F., et al., 2004. A long-term numerical solution for the insolation quantities of the Earth. Astronomy & Astrophysics, 428(1): 261-285. doi: 10.1051/0004-6361:20041335 [17] Lisiecki, L.E., 2010. Links between eccentricity forcing and the 100 000-year glacial cycle. Nature Geoscience, 3(5): 349-352. doi: 10.1038/ngeo828 [18] Lisiecki, L.E., Raymo, M.E., 2005. A Pliocene-Pleistocene stack of 57 globally distributed benthic δ18O records. Paleoceanography, 20: PA1003. doi: 10.1029/2004PA001071 [19] Milanković, M., 1941. Kanon der Erdbestrahlung und seine Anwendung auf das Eiszeitenproblem. Royal Serbian Academy, Special Publicanions, Belgrad. [20] Paillard, D., 1998. The timing of Pleistocene glaciations from a simple multiple-state climate model. Nature, 391(6665): 378-381. doi: 10.1038/34891 [21] Paillard, D., Parrenin, F., 2004. The Antarctic ice sheet and the triggering of deglaciations. Earth and Planetary Science Letters, 227(3-4): 263-271. doi: 10.1016/j.epsl.2004.08.023 [22] Pollard, D., 1982. A simple ice sheet model yields realistic 100 ka glacial cycles. Nature, 296(5855): 334-338. doi: 10.1038/296334a0 [23] Rahmstorf, S., 2002. Ocean circulation and climate during the past 120 000 years. Nature, 419(6903): 207-214. doi: 10.1038/nature01090 [24] Saltzman, B., Hansen, A.R., Maasch, K.A., 1984. The Late Quaternary glaciations as the response of a three-component feedback system to Earth-orbital forcing. Journal of the Atmospheric Sciences, 41(23): 3380-3389. doi: 10.1175/1520-0469(1984)041<3380:TLQGAT>2.0.CO;2 [25] Sarmiento, J.L., Dunne, J., Gnanadesikan, A., et al., 2002. A new estimate of the CaCO3 to organic carbon export ratio. Global Biogeochemical Cycles, 16(4): 1107. doi: 10.1029/2002GB001919 [26] Sigman, D.M., Boyle, E.A., 2000. Glacial/interglacial variations in atmospheric carbon dioxide. Nature, 407(6806): 859-869. doi: 10.1038/35038000 [27] Toggweiler, J.R., 1999. Variation of atmospheric CO2 by ventilation of the ocean's deepest water. Paleoceanography, 14(5): 571-588. doi: 10.1029/1999PA900033 [28] Toggweiler, J.R., 2008. Origin of the 100 000-year timescale in Antarctic temperatures and atmospheric CO2. Paleoceanography, 23(2): PA2211. doi: 10.1029/2006PA001405 [29] Toggweiler, J.R., Russell, J.L., Carson, S.R., 2006. Midlatitude westerlies, atmospheric CO2, and climate change during the ice ages. Paleoceanography, 21(2): PA2005. doi: 10.1029/2005PA001154 [30] Tziperman, E., Raymo, M.E., Huybers, P., et al., 2006. Consequences of pacing the Pleistocene 100 ka ice ages by nonlinear phase locking to Milankovitch forcing. Paleoceanography, 21(4): PA4206. doi: 10.1029/2005PA001241 [31] United Nations Educational, Scientific, and Cultural Organization (UNESCO), 1981. Tenth report of the joint panel on oceanographic tables and standards, UNESCO technical papers in marine science, Paris. [32] Wade, B.S., Pälike, H., 2004. Oligocene climate dynamics. Paleoceanography, 19(4): PA4019. doi: 10.1029/2004PA001042 [33] Wang, P.X., Tian, J., Cheng, X.R., et al., 2003. Carbon reservoir changes preceded major ice-sheet expansion at the mid-Brunhes event. Geology, 31(3): 239-242. doi: 10.1130/0091-7613(2003)031<0239:CRCPMI>2.0.CO;2 [34] Wang, P.X., Tian, J., Cheng, X.R., et al., 2004. Major Pleistocene stages in a carbon perspective: the South China Sea record and its global comparison. Paleoceanography, 19(4): PA4005. doi: 10.1029/2003PA000991 [35] Wang, P.X., Tian, J., Lourens, L.J., 2010. Obscuring of long eccentricity cyclicity in Pleistocene oceanic carbon isotope records. Earth and Planetary Science Letters, 290(3-4): 319-330. doi: 10.1016/j.epsl.2009.12.028 -
dqkxzx-36-4-621fl.pdf
-
下载:
点击查看大图
计量
- 文章访问数: 3164
- HTML全文浏览量: 225
- PDF下载量: 57
- 被引次数: 0
