Paleoceanography of the Last Glacial Maximum in the Flores Sea of the Indonesian Archipelago
-
摘要: 弗洛勒斯海位于印度尼西亚穿越流通道上, 它的古海洋学特征对于理解LGM以来穿越流活动历史, 及其与全球气候变化的关系具有重要意义.通过对弗洛勒斯海SHI9011岩心δ18O、δ13C、浮游有孔虫组合及碳酸盐含量等古海洋学记录的研究, 认为研究区沉积速率不高, 生物生产力却并不低于高沉积速率的近陆地区.冰期时海平面下降, 陆源物质输入量增加, 使得古生产力上升.冰消期终止期IA海平面快速上升, 陆源营养物质供应减少, 同时穿越流活动增强, 抑制了下部水体向上运动, 古生产力开始下降.8~6ka前后, 强烈的东南季风使得研究区上升流活动增强.Abstract: The Flores Sea is situated in the path of the Indonesian throughflow. Its paleoceanographical characteristic is very important for us to understand the throughflow actions during the last glacial maximum, and the relationship between the throughflow and global climate changes. Based on the study of the paleoceanographical record δ18O, δ13C, planktonic foraminifer assemblage and CaCO3 relation abundance of the core SHI9011 from the Flores Sea, the results are following: the sediment rate in the studied region was not high, but the productivity was not lower than the region nearby the land where sediment rate was high. The sea level dropped in the glacial, the mass of the terrigenous sediment increased, so that the paleoproductivity ascended. The sea level rose rapidly in the deglaciation termination, the terrigenous nutrition decreased, and the throughflow action enhanced, restraining the upwelling of the down water, the paleoproductivity descended. In around 8-6 ka, due to the strong southeast monsoon action, the upwelling action enhanced in the studied region.
-
Key words:
- the Flores Sea /
- LGM /
- paleoceanography /
- throughfolw /
- southeast monsoon /
- upwelling
-
黑龙洞泉域位于河北省邯郸市西部, 包括峰峰、涉县、武安、磁县等部分地区, 总面积2 404 km2.19世纪50~60年代人工开采地下水量很少, 泉域地下水主要以泉的形式进行排泄, 进入19世纪80年代后至今, 人工开采已成为本区域主要的排泄形式, 黑龙洞泉流量在逐年减少, 并在1995年和1999年出现全年断流的情况, 引起污水倒灌.由于大量的抽取地下水, 已形成了以羊角铺-王凤水源地、黑龙洞泉群、峰峰一带为中心的区域性地下水位降落漏斗(付延玲, 2002), 所以建立一个全流域的水文地质模型来指导合理开发利用本区内的地下水资源已势在必行.
1. 黑龙洞泉域基本地质条件
1.1 地形、地貌及水文
黒龙洞泉域位于太行山东麓南段, 为太行山与华北平原过渡带.中西部为陡岭的断块地土地, 向东逐渐过渡为丘陵、平原, 总的地势是西北、西部高, 东南、东部低.最高点为西北部马虎寨山, 标高1 509.20 m, 最低点为东部峰峰矿区黒龙洞一带, 标高119~122 m.
本区处于北温带半干旱大陆性季风气候, 多年(1956-2002年) 平均降雨量为559.3 mm, 年内降雨分布不均, 多年平均5~10月份降雨量为488.6 mm.
泉域内地表水系属于海河流域子牙河、南运河水系.自北向南有: 南洺河、滏阳河、漳河, 此外还有间歇性河沟.区内主要水利工程有: 岳城水库、东武仕水库、大小跃峰渠由漳河向滏阳河流域引水.
1.2 地层岩性及构造
本区域出露的地层自老至新依次为震旦系、寒武系、奥陶系、石炭系、二叠系、三叠系、第三系、第四系.其中震旦系、三叠系地层分布面积小, 出露不全.石炭系、二叠系、第三系地层多被第四系地层覆盖, 只有零星露头出露.
黑龙洞泉域内发育有新华夏系、南北向构造体系、东西向构造体系、北西向构造体系, 各个构造体系的各序次的构造以多种复合方式交织在一起, 主要构造形迹如下:
和村盆地: 位于鼓山、九山之间, 北起苑城地堑, 南至都党, 为一受南北向构造体系和新华夏系控制形成的狭长断陷盆地.盆地内沉积有寒武系、奥陶系、石炭系、二叠系等地层.
断裂、褶皱: 系统内断裂、褶皱发育, 自西向东大致可分为5个条带: 鼓山正断层、何庄正断层、杨二庄正断层、贾壁地堑、白土向斜、贾壁东山背斜、莲花山背斜、和村-孙庄向斜、鼓山背斜等.
1.3 水文地质条件
区域内含水岩组为中、上寒武统和中、下奥陶统含水岩组, 以中奥陶统裂隙岩溶含水组富水性最佳.各含水岩组之间虽有相对隔水层, 但它们之间通过各种构造发生水力联系, 故空间上可视为统一的含水岩体.
本系统区域隔水层主要为震旦系石英砂岩、下寒武统和中寒武统徐庄组含云母片的泥岩类岩石、石炭系本溪组砂质泥岩, 铝土泥岩和铁质砂岩、上二叠统(石千峰组和上石盒子组) 及三叠系砂岩, 砂质泥岩和泥岩.
2. 水文地质模型的建立
2.1 计算范围
根据黑龙洞泉域已查明的水文地质条件, 以寒武系奥陶系灰岩为主要研究对象, 计算区域为整个黑龙洞泉域.
2.2 边界条件
根据黑龙洞泉域的水文地质条件, 本区域为一独立的封闭程度较高的全排型岩溶水系统, 各边界均可概化为第2类边界条件(卢文喜, 2003).
区域内寒武系、奥陶系灰岩为主要含水层, 虽然其中存在相对较弱透水层或隔水层, 但本区域构造密集, 各含水层水力联系密切, 故把寒武系、奥陶系灰岩含水层概化为统一的含水岩体.与本含水岩体顶底板接触的岩层属弱透水岩层, 所以本含水岩体可概化为平面二维流.
2.3 补给项及排泄项计算及概化
黑龙洞泉域地下水主要含水层的补给项有降水入渗补给、水库渗漏补给、河流及渠道的渗漏补给; 本泉域排泄项包括泉群溢出量和人工开采量, 其中泉群溢出量作为检验模型拟合效果的一个标准.
2.4 地下水均衡计算
1956~2002年的水量均衡计算见表 1, 从表 1中可看出, 多年平均的补给量小于排泄量, 水量呈现出负均衡(张光辉等, 2006), 这与实际情况相符.
表 1 水均衡计算(单位: 104m3)Table Supplementary Table Statistical data of water balance
2.5 数学模型的建立
根据黑龙洞泉域地质构造密集、相互连通, 寒武系奥陶系裂隙岩溶含水层基本为统一含水岩组的特点, 计算中采用非均质、各向异性二维非稳定流数学模型.西部山区及鼓山主要为潜水含水层, 和村盆地附近及鼓山以东地区主要为承压含水层, 由程序自动判别含水层的性质.数学模型为(陈崇希等, 1990) :
(1) 式(1) 中: H为地下水水位(m); T为导水系数(m2/d); Q为源汇项(m3/d); μ为给水度; k为渗透系数, μ*为贮水系数; M为承压含水层厚度(m); z为含水层底板标高(m);
应用AQUA3D软件, 将计算区域剖分成3 059个单元, 1 609个节点(其中内节点1 452个, 第2类边界节点157个).
AQUA3D是基于迦辽金(Galerkin) 有限元方法的三维地下水水流和溶质运移模型软件包.可求解均质、各向同性或非均质、各向异性含水层中的水流和溶质运移方程, 水流模型能够对复杂边界和多含水层的地下水系统进行模拟预报.
在收集到的水位观测资料中, 选定29个记录完整的观测井资料作为模型拟合用(图 1), 其他井观测资料作为参考, 观测井位的分布基本满足建模要求.
图 1 黑龙洞泉域观测井布置及水文地质分区图Fig. 1. Sketch map showing groundwater level observation well and hydrogeologic zoning of Heilongdong spring area根据本泉域内地层岩性、构造发育状况、岩溶发育情况、水文地质条件的不同, 把本泉域划分为15个水文地质区, 经反复调试求得各分区的水文地质参数.分区图及水文地质参数见图 1和表 2.根据上述分区及确定的参数, 取时间步长为5 d, 运行模型.得到不同时段的计算水位值及计算泉流量值.部分拟合效果见图 2.
表 2 黑龙洞泉域水文地质参数统计Table Supplementary Table Statistical dala of hydrogeologic parameters of Heilongdong spring area
图 2 羊角铺观测井(a) 及黑龙洞泉流量(b) 拟合曲线Fig. 2. Fitting graph of Yangjiaopu observation well (a) and Heilongdong spring flow (b)以2000年1月为初始时刻, 在已收集的地下水位观测资料基础上, 通过插值计算并在补给量和排泄量相当的情况下运行模型, 通过计算获得较稳定的地下水位及流场, 作为各节点的初始水位和初始流场, 以2000年12月为结束时刻, 对模型进行调试, 以求得本含水岩体的水文地质参数, 并以2001年1~12月的水位观测数据对所求得的参数进行识别和校正(汪家权等, 2005).
图 2为29个观测井之一的羊角铺观测井水位及黑龙洞计算泉流量与实测流量拟合效果对比图, 计算水位与实测水位拟合较好, 计算泉流量与实测泉流量在时间上稍有滞后或提前.
从拟合效果可见, 29个观测井的计算水位与实测水位最大误差算术平均值为3.13 m, 最小误差算术平均值为0.20 m, 平均误差算术平均值为1.27 m, 实测地下水位变幅极差算术平均值为12.15 m.平均误差算术平均值为地下水位变幅极差算术平均值的10.5%, 由于所收集的地下水位资料为月平均水位值, 而计算出的月水位值为月中点的水位值, 两者拟合存在一定误差也较为合理.泉流量误差算术平均值为0.43 m.影响泉流量的因素很多, 其中较明显的是地下水位和降水入渗, 地下水位已存在一定误差.而在降水入渗计算结果中仅汛期有入渗补给量, 所以导致计算泉流量与实测泉流量在时间上稍有滞后或提前.
综上所述, 本次计算水位与实测水位拟合的效果较好, 所选参数较合理.
3. 黑龙洞泉域地下水预测
3.1 降水入渗预测
通过对黑龙洞泉域1960~1999年共40年年均降雨量资料分析, 取10年为一时段, 计算出每10年的平均降水量, 建立GM (1, 1) 灰色预测模型(傅鹤林等, 2002).预测出2000~2009年这10年的平均降水量.
根据降水量与入渗量的相关关系, 预测出2003~2009年的降水入渗量, 见表 3.按降雨入渗集中在汛期的6~9月份的特点来分配.对于2010年, 按不同保证率(丰水年20%、平水年50%、枯水年75%) 进行计算, 结果见表 4.最后分别形成入渗文件代入AQUA3D软件进行预测计算.
表 3 黑龙洞泉域年均降水量及入渗量预测(单位: mm)Table Supplementary Table Forecasted annual average precipitation amount and infiltration capacity of Heilongdong spring area
表 4 黑龙洞泉域2010年不同保证率的降水量及入渗量预测(单位: mm)Table Supplementary Table Forecasted annual average precipitation amount and infiltration capacity of different guarantee ratio in 2010 of Heilongdong spring area
3.2 地下水位及泉流量预测
将计算形成的入渗文件代入AQUA3D软件, 在开采量维持现状的情况下, 选择30 d为一个计算步长进行计算, 求得2010年降水量在不同保证率下各观测井水位标高、地下水等值线、流场及泉流量的预测值.
(1) 对2010年降水量不同保证率下各观测井水位进行预测, 计算了丰水年(20%)、平水年(50%)、枯水年(75%) 情况下各观测井水位标高, 绘出流域地下水等水位线.图 3为羊角铺观测井不同保证率地下水位预测曲线, 图 4为丰水年(20%) 情况下黑龙洞泉域12月分预测地下水位等值线图.
图 3 2010年羊角铺观测井水位标高预测曲线Fig. 3. Forecasted graph of groundwater level of Yangjiaopu observation well in 2010通过黑龙洞泉域年均降水量的预测模型, 预测出2004—2008年为枯水年组, 2009年为丰水年.受降水量影响, 2004—2008年地下水位总体上呈下降趋势, 汛期均有所回升, 在2009年汛期前地下水位降至最低, 水位标高约为110 m, 2009年汛期地下水位标高将恢复至130 m.受2009年的影响, 若2010年为丰水年(20%), 汛期地下水位标高将超过130 m, 非汛期地下水位标高为125~130 m.这种情况下对恢复由于地下水水位下降而导致的环境地质问题极其有利; 若2010年为平水年(50%), 汛期地下水位标高最高可达130 m, 非汛期地下水位标高为125~130 m, 这种情况下对恢复由于地下水水位下降导致的环境地质问题也较有利.若2010年为枯水年(75%), 汛期地下水水位标高达不到130 m, 为125~130 m, 非汛期地下水位标高为120~125 m.(2) 2010年降水量在不同保证率下, 针对黑龙洞泉流量预测, 同样考虑了丰水年(20%), 平水年(50%)、枯水年(75%) 的情况, 分别绘出了上述不同情况下黑龙洞泉流量预测曲线图(图 5).
图 5 2010年不同保证率情况下黑龙洞泉流量预测曲线Fig. 5. Forecasted graph of Heilongdong spring flow of different guarantee ratio in 2010受降水量影响, 2004—2008年泉流量总体上呈下降趋势, 2005年汛期过后至2009年汛期前泉水基本断流, 这段时间应采取适当措施防止黑龙洞泉出现污染水倒灌的情况, 2009年汛期泉流量将有较大回升, 最大可达6~8 m3/s.受2009年的影响, 若2010年为丰水年(20%), 汛期泉流量将超过10 m3/s, 非汛期泉流量为4~8 m3/s; 若2010年为平水年(50%), 汛期泉流量可达7 m3/s, 非汛期泉流量为3~5 m3/s.若2010年为枯水年(75%), 汛期泉流量可达5 m3/s, 非汛期泉流量为2~4 m3/s.
4. 结论
运用AQUA3D软件对所建立的数学模型求解, 所得到的计算水位和泉流量与实测水位和泉流量拟合效果较好, 说明所建立的水文地质模型仿真性较高, 所得的水文地质参数及水文地质分区较合理.从黑龙洞泉域地下水均衡角度出发, 建立起了泉流量与降雨量、人工开采量、地下水位的多元线性相关关系, 从宏观上把握各要素的内在规律.可为黑龙洞泉域地下水资源的进一步评价和管理提供指导性意见和建议.
-
图 1 印尼海区现代八月表层洋流活动示意图和SHI9011岩心位置(Gingele et al., 2002)
Fig. 1. Today August currents in the Indonesian Archipelago and the location of the core SHI9011
图 2 SHI9034、SHI9011岩心氧同位素曲线, SHI9011岩心二、八月SSS以及G. sacculifer/G. ruber比值变化曲线
Fig. 2. Curves of oxygen isotope of the cores SHI9034 and SHI9011, curves of the SSS of February and August and rate of G.sacculifer/G. ruber
图 3 SHI9011岩心氧同位素, 浮游、底栖有孔虫和CaCO3堆积速率, CaCO3含量和有孔虫碎壳率变化曲线
Fig. 3. Curves of oxygen isotope, MAR of planktonic and benthic foraminifers and CaCO3, relative abundance of CaCO3, fragments of foraminifera of the core SHI9011
图 4 SHI9011岩心浮游有孔虫重要属种百分含量变化曲线
Fig. 4. Species relative abundance of planktonic foraminifera of the core SHI9011
-
[1] Arnold, B. E., Maurice, M. P., 1987. Retreat velocity of the North Atlantic polar front during the last deglaciation determined by 14C accelerator mass spectrometry. Nature, 328: 791-794. doi: 10.1038/328791a0 [2] Bé, A. W. H., 1977. An ecological, zoogeographical and taxonomic review of recent planktonic foraminifera. In: Ramasay, A.T.S., ed., Oceanic micropaleontology. Academic Press, London, 1-100. [3] Bray, N. A., Hautala, S., Chong, J., et al., 1996. Large-scale sea level, thermocline, and wind variations in the Indonesian throughflow region. J. Geophys. Res. , 101: 12239-12254. doi: 10.1029/96JC00080 [4] Ding, X., Fang, N. Q., Guichard, F., et al., 2004. Indonesian throughflow actions during last glacial maximum. Earth Science—Journal of China University of Geosciences, 29 (2): 151-156 (in Chinese with English abstract). [5] Ding, X., Guichard, F., Bassinot, F., et al., 2002. Evolution of heat transport pathways in the Indonesian Archipelago during last deglaciation. Chinese Science Bulletin, 47 (22): 1912-1917. doi: 10.1360/02tb9418 [6] Ding, X., Guichard, F., Fang, N. Q., et al., 2002. The exhibition of the East Asian monsoon action in the Indonesian Archipelago in the Holocene. Earth Science Frontiers, 9 (1): 154 (in Chinese with English abstract). [7] Duplessy, J. C., Arnold, M., Maurice, P., et al., 1986. Direct dating of the oxygen-isotope record of the last deglacia- tion by 14C accelerator mass spectrometry. Nature, 320: 350-352. doi: 10.1038/320350a0 [8] Duplessy, J. C., Bé, A. W. H., Blanc, P. L., 1981a. Oxygen and carbon isotopic composition and biogeographic distribution of planktonic foraminifer in the Indian Ocean. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoeco. , 33: 9-46. doi: 10.1016/0031-0182(81)90031-6 [9] Duplessy, J. C., Delibrias, G., Turon, J. L., et al., 1981b. De- glacial warming of the northeastern Atlantic Ocean: Correlation with the paleoclimate evolution of European continent. Palaeog. Palaeocl. Palaeoeco. , 35: 121-144. doi: 10.1016/0031-0182(81)90096-1 [10] Fairbanks, R. G., 1989. A 17 000-year glacio-eustatic sea level record: Influence of glacial melting rates on the Younger Dryas event and deep-ocean circulation. Nature, 342: 637-642. doi: 10.1038/342637a0 [11] Fairbanks, R. G., Sverdlove, M., Free, R., et al., 1982. Vertical distribution and isotopic fractionation on living planktonic foraminifera from the Panama basin. Nature, 198: 841-844. [12] Gingele, F. X., DeDeckker, P., Girault, A., et al., 2002. History of the south Java current over the past 80 ka. Palaeogeo. Palaeocli. Palaeoeco. , 183: 247-260. doi: 10.1016/S0031-0182(01)00489-8 [13] Ganssen, G., Sarthein, M., 1983. Stable-isotope composition of foraminifers: The surface and bottom water record of coastal upwelling. In: Thiede, J., Suess, E., eds., Coastal upwelling: Its sediment record. Part A, Responses of the Sedimentary Regime to Present Coastal Upwelling. Plenum Press, New York, 99-121. [14] Gordon, A. L., Fine, R. A., 1996. Pathways of water between the Pacific and Indian oceans in the Indonesian seas. Nature, 379: 146-149. doi: 10.1038/379146a0 [15] Herguera, J. C., Berger, W. H., 1991. Paleoproductivity from benthic foraminifera abundance: Glacial to postglacial change in the West-Equatorial Pacific. Geology, 19: 1173-1176. [16] Hilbrecht, H., 1997. Morphologic gradation and ecology in Neogloboquadrina pachyderma and N. dutertrei (planktonic foraminifera) from core top sediments. Mar. Micropaleontol., 31 (1-2): 31-44. doi: 10.1016/S0377-8398(96)00054-0 [17] Hirst, A. C., Godfrey, J. S., 1993. The role of Indonesian throughflow in a global ocean GCM. J. Phys. Ocean-ogr. , 23: 1057-1085. doi: 10.1175/1520-0485(1993)023<1057:TROITI>2.0.CO;2 [18] Kawahata, W., Nishimura, A., Gagan, M. K., 2000. Seasonal change in foraminiferal production in the western equatorial Pacific warm pool: Evidence from sediment trap experiments. Deep-Sea Research Ⅱ, 49: 2783-2800. [19] Martinez, J. I., DeDekker, P., Chivas, A. R., 1997. New estimate for salinity changes in the Western Pacific Warm Pool during the last glacial maximum: Oxygen-isotope evidence. Mar. Micropaleontol. , 32: 311-340. doi: 10.1016/S0377-8398(97)00029-7 [20] Martinez, J. I., DeDeckker, P., Barrows, T. T., 1999. Palaeoceanography of the last glacial maximum in the eastern Indian Ocean: Planktonic foraminiferal evidence. Palaeog. Palaeocl. Palaeoco. , 147: 73-99. doi: 10.1016/S0031-0182(98)00153-9 [21] Martinez, J. I., Lynda, T., DeDeckker, P., 1998. Planktonic foraminifera from the eastern Indian Ocean: Distribution and ecology in relation to the western Pacific warm pool (WPWP). Mar. Micropaleontol. , 34: 121-151. doi: 10.1016/S0377-8398(97)00045-5 [22] Martinson, D. G., Pisias, W. G., Hays, J. D., et al., 1987. Age dating and the orbital theory of the ice age: Devel- opment of a high resolution 0 to 300 000 year chronos- tratigraphy. Quaternary Research, 27: 1-29. doi: 10.1016/0033-5894(87)90046-9 [23] Pflaumann, U., Duprat, J., Pujol, C., 1996. SIMMAX: A modern analog technique to deduce Atlantic sea surface temperatures from planktonic foraminifera in deep-sea sediments. Paleoceanography, 11 (1): 15-35. doi: 10.1029/95PA01743 [24] Pflaumann, U., Jian, Z. M., 1999. Modern distribution pat- terns of planktonic foraminifera in the South China Sea and western Pacific: A new transfer technique to esti- mate regional sea-surface temperatures. Mar. Geology, 156: 41-83. doi: 10.1016/S0025-3227(98)00173-X [25] Porter, S. C., An, Z., 1995. Correlation between climate events in the North Atlantic and China during the last glaciation. Nature, 375: 305-308. doi: 10.1038/375305a0 [26] Ravelo, A. C., Fairbanks, R. G., 1992. Oxygen isotopic composition of multiple species of planktonic foraminifera: Records of the modern photic zone temperature gradient. Paleoceanography, 7 (6): 815-831. doi: 10.1029/92PA02092 [27] Sirocko, F., Sarnthein, M., Erlenkeuser, H., et al., 1993. Centuryscale events in monsoonal climate over the past 24 000 years. Nature, 364: 322-324. doi: 10.1038/364322a0 [28] Thompson, P. R., 1981. Planktonic foraminifer in the western North Pacific during the past 150 000 years: Comparison of modern and fossil assemblages. Palaeogrogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 35: 441-479. [29] Wang, L., Sarnthern, M., Erlenkeuser, H., et al., 1999. East Asian monsoon climate during the late Pleistocene: High-resolution sediment records from the South China Sea. Marine Geology, 156: 245-284. [30] Wang, P.X., 1995. The South China Sea during the last 150 ka. Tongji University Press, Shanghai(in Chinese). [31] Wang, P.X., Min, Q.B., Bian, Y.H., et al., 1986. Plankton- ic foraminifera in the continental slope of the northern South China Sea during the last 130 000 years and their paleo-oceanographic implications. Acta Geologica Sinica, (3): 215-225(in Chinese with English abstract). [32] 丁旋, 方念乔, GuichardF., 等, 2004. 印度尼西亚多岛海末次冰期最盛期以来的穿越流活动. 地球科学——中国地质大学学报, 29 (2): 151-156. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-DQKX200402005.htm [33] 丁旋, GuichardF., 方念乔, 等, 2002. 全新世东亚季风活动在印度尼西亚多岛海的表现. 地学前缘, 9 (1): 154. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-DXQY200201029.htm [34] 汪品先, 1995. 十五万年来的南海. 上海: 同济大学出版社. [35] 汪品先, 闵秋宝, 卞云华, 等, 1986. 十三万年来南海北部陆坡的浮游有孔虫及其古海洋学意义. 地质学报, (3): 215-225. -
下载:
下载:
点击查看大图
计量
- 文章访问数: 3457
- HTML全文浏览量: 88
- PDF下载量: 2
- 被引次数: 0
