Deep Water Ventilation and Stratification in the Neogene South China Sea
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摘要: 综合南海ODP1148站、1146站和1143站沉积物物性、底栖有孔虫、同位素等资料, 探讨早中新世以来南海深层水的演化特征.结果表明, 在21~17Ma、15~10Ma和1~5Ma3个时间段分别对应3个富含红褐色粘土的岩性单元, 其红色参数(a*) 增高指示南海深层水中溶解氧含量的增加.对比发现, 前两阶段的深层水增氧与南极底层水和北大西洋组合水增强有关, 说明10Ma前南海与外地的底层水基本是相互连通的.10Ma以后, 南海深层水溶解氧降低, 同时分别处于下深层水的1148站和上深层水的1146站之间的CaCO3含量变化加大, 喜氧底栖有孔虫减少, 底栖δ13C在10Ma大幅度减轻, 说明南海当时的深层水受大洋深层水的控制减弱.推测主要是南海海盆自16~15Ma停止扩张以后, 南海逐渐关闭引起本地深层水开始形成的缘故.从6Ma左右开始出现大量的太平洋底层水和深层水的底栖有孔虫标志种, 1148站和1146站在5~3Ma期间的CaCO3含量之差达到40%, 标志南海深层水最大分异期.除了全球气候变冷、北半球结冰引起太平洋深层水扩张的影响之外, 南海海盆由于更强烈向东俯冲而进一步下沉也可能是原因之一.3Ma以来南海深层水演化进入现代模式, 两站之间的CaCO3含量之差稳定在10%左右, 厌氧底栖种丰度增加.太平洋底层水和深层水的标志种相继在1.2Ma和0.9Ma大量减少, 底栖δ13C也同时大幅度变轻到新近纪的最低值, 表明太平洋底层水的影响基本消失, 太平洋深层水的影响也大大减弱.因此, 标准现代模式的南海深层水, 推测主要由于“中更新世气候转型”时期巴士海峡下面的海槛抬升到接近目前~2600m的深度时, 才开始形成.Abstract: Combined data of physical property, benthic foraminifera and stable isotopes from ODP Sites 1148, 1146 and 1143 are used to discuss deep water evolution in the South China Sea (SCS) since the Early Miocene. The results indicate that 3 lithostratigraphic units respectively corresponding to 21-17 Ma, 15-10 Ma and 10-5 Ma with positive red parameter (a*) marking the red brown sediment color represent 3 periods of deep water ventilation. The first 2 periods show a closer link to contemporary production of the Antarctic Bottom Water (ABW) and Northern Component Water (NCW), indicating a free connection of deep waters between the SCS and the open ocean before 10 Ma. After 10 Ma, red parameter dropped but stayed higher than the modern value (a*=0), the CaCO3 percentage difference between Site 1148 from a lower deepwater setting and Site 1146 from an upper deepwater setting enlarged significantly, and benthic species which prefer oxygen-rich bottom conditions dramatically decreased. Coupled with a major negative excursion of benthic δ13C at 10 Ma, these parameters may denote a weakening in the control of the SCS deep water by the open ocean. Probably they mark the birth of a local deep water due to shallow waterways or rise of sill depths during the course of sea basin closing after the end of SCS seafloor spreading at 16-15 Ma. Several Pacific Bottom Water (PBW) and Pacific Deep Water (PDW) marker species rapidly increased since 6 Ma, and from 5 Ma to 3 Ma the local deepwater became strongly stratified, as indicated by up to 40% CaCO3 difference between Sites 1148 and 1146. Apart from a strengthening PDW due to global cooling and ice cap buildup on northern high latitudes, a deepening sea basin due to stronger subduction eastward may also have triggered the influx of more corrosive waters from the deep western Pacific. Since 3 Ma, the evolution of the SCS deep water entered a modern phase, as characterized by relative stable 10% CaCO3 difference between the two sites and increase in infaunal benthic species which prefer a low oxygenated environment. The subsequent reduction of PBW and PDW marker species at about 1.2 Ma and 0.9 Ma and another significant negative excursion of benthic δ13C to a Neogene minimum at 0.9 Ma together convey a clear message that the PBW largely disappeared and the PDW considerably weakened in the mid-Pleistocene SCS. Therefore, the true modern mode SCS deep water started to form only during the "mid-Pleistocene climatic transition" probably due to the rise of sill depths under the Bashi Strait.
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Key words:
- South China Sea /
- Miocene /
- Pliocene /
- Pleistocene /
- deep water evolution /
- ventilation /
- carbonate accumulation /
- oxygen and carbon isotopes
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近年来, 随着南海古海洋学研究的进展, 特别是大洋钻探计划ODP184航次后研究, 建立了多条南海地层与古环境剖面, 为系统探讨东亚季风的历史和南海的生成与演化提供了大量的资料和数据(汪品先等, 2003a, 2003b; Wang et al., 2005; Li et al., 2006).前人研究表明, 南海在33~34 Ma前开裂, 在随后的8~10 Ma内基本保持为走向东西的狭长裂谷, 有大量近源物质堆积充填(Wang et al., 2000).在25 Ma前后, 由于扩张轴南移转为西南方向, 海底扩张加速, 盆底变宽、加深.因为太平洋(菲律宾海) 板块西移与欧亚板块碰撞加剧, 南海扩张在16~15 Ma期间结束(Briais et al., 1993).当时的南海整体不仅直接开放于西太平洋, 而且跟东印度洋有广泛的联系(Hall, 2002).随后, 10~3 Ma期间一系列的碰撞与俯冲, 菲律宾岛弧的就位和隆升, 台湾隆起(Sibuet et al., 2004), 南海东侧逐渐关闭, 造就了独一无二的菱形海盆(图 1).如今, 南海仅剩有几条水道与其他海洋相连, 最宽最深的是台湾—吕宋岛之间的巴士海峡, 宽约370 km, 深约2 600 m.
由于地形特殊, 南海表层海水的温度、盐度、生产力、海流格局等均受到东亚季风的影响.每年在6月至9月夏季风盛行时, 大量热带海水自南向北经马六甲海峡流入南海, 使整个南海的表层水温几乎都处于28~29 ℃之内. 在冬季风盛行的10月至3月间, 表层海水主要由北向南流动, 表层水温也普遍下降至南部的26~27 ℃和北部的24~25 ℃.受季风驱使, 在越南岸外和台湾西南形成上升流, 在吕宋岛和巴拉望岸外形成下沉流(Chao et al., 1996).
图 1 南海ODP 1143、1146、1148站位图Fig. 1. Location map of ODP Sites 1143, 1146 and 1148 in the South China Sea与邻近更加封闭的海区不同, 南海有巴士海峡同西太平洋进行较好的水体交换(图 2), 比如沿巴士海槽流入南海的深水流流速可达0.14 m/s, 流量1.2 Sv (Liu and Liu, 1988).尽管西太平洋中、上层水都会进入南海, 南海海水的总输出量要高于流入量.与西太平洋(西菲律宾海) 相比, 南海海水密度和盐度要稍微低一些, 富氧上层水很薄, 温跃层较浅, 2 000 m以下深层水中的溶解氧浓度保持在大约2.5 mL/L (Li and Qu, 2006) (图 2).受巴士海峡海槛的影响, 进入南海的太平洋中深层水多少都会经过增温增氧而年轻化.所以, 南海海水的滞留时间一般是几十年, 少至 < 30 a (Qu et al., 2006); 多至40~ > 100 a (Broecker et al., 1986; Gong et al., 1992; Chen et al., 2001), 大大少于赤道西太平洋的1 600 a (Broecker, 1992).南海现代的碳酸盐溶跃面位于~3 000 m, 碳酸盐补偿深度(CCD) 为~3 500 m.
Fig. 2. Schematic profile showing the major flow pattern in the South China Sea and neighboring sea basins (a) and measured profile of dissolved oxygen levels at different Philippine and SCS sites (b)但是, 地质历史时期南海深水流的特点与演化过程如何?南海海盆扩张在25 Ma增速后深水活动的变化跟大洋深层水有什么关系?沉积记录中碳酸盐沉积物的生成与保存反映了多少深水流的活动规律?诸如此类的问题是分析了解南海海盆和海流演化历史的关键, 也是探讨西太平洋边缘海形成与发展的楔子.本文试图通过综合分析ODP184航次主要站位地球物理测井、岩芯物性、碳酸盐和底栖有孔虫资料, 对20 Ma以来南海深层水的增氧与分层现象所揭示的深水流活动作初步探讨.
1. 材料与分析
ODP1146站和1148站位于东沙群岛海区, 前者位于19°27′N、116°16′E处, 水深2 092 m, 后者位于18°50′N、116°34′E处, 水深3 294 m.ODP1143站位于南沙群岛海区9°22′N、113°17′E处, 水深2 272 m (图 1).其中, 1148站代表下部深层水, 1146站代表上部深层水, 而1143站则是上述两者的中间类型.从这3个站位, 分别获取了约32 Ma、19 Ma和11 Ma以来较完整的沉积记录剖面, 是我国深海古海洋学研究近年来最重大的突破(Wang et al., 2000; 汪品先等, 2003a, 2003b).
这3站位的地球物理测井、岩芯物性和碳酸盐资料主要为船上实测结果(Wang et al., 2000), 包括红色参数(a*)、颜色反射率(L*)、磁化率、自然伽马、孔隙度、沉积物密度.航次后研究结果包括1148站碳酸盐资料(陈晓良等, 2002), 1148站的同位素资料(翦知湣等, 2001; 赵泉鸿等, 2001a; 2001b), 以及1148站的底栖有孔虫资料(Kuhnt et al., 2002; Zhao et al., 2007).
笔者的分析重点放在1148站, 主要因为该站的水深最大, 钻揭的新近世沉积记录最完整.虽然该站处于溶跃面和CCD之间, 受溶解作用干扰较明显, 但它是目前西太平洋单孔取芯最长最完整的站位, 其沉积记录记载了33 Ma以来南海演化的主要阶段(Li et al., 2006).此外, 正是该站明显的碳酸盐溶解记录, 方有可能真实地反映深水水流的基本性质, 包括含氧量和溶蚀程度的高低.
年龄框架总体上根据航次初始资料, 并结合航次后研究结果, 参照2004年国际地质年代表(Gradstein et al., 2004) 作了适当的调整.
2. 沉积物物性变化
1148站和1146站的多条沉积物物性和测井曲线(Wang et al., 2000) 表明, 除了红色参数(a*)、颜色反射率(L*)、CaCO3含量和磁化率的绝对值, 其他曲线自早中新世以来在时间上的变化趋势都大致相同(图 3).早中新世以来的变化主要出现在~21 Ma (1148站)、17 Ma (1148站)、15~14 Ma、10 Ma、6 Ma、3 Ma和~1 Ma.
图 3 ODP1148站(a)和1146站(b) 新近纪沉积物物性和测井曲线(据Wang et al., 2000修改)Fig. 3. Physical property and logging curves of Neogene sediments at ODP Sites 1148 (a) and 1146 (b)红色参数(a*) 反映红色沉积物与绿色沉积物的相对比值, 正值越大, 红色越强, 反之绿色越强.1148站和1146站岩芯顶部的红色参数都是a*=0, 或者说溶解氧接近现代值2.5 mL/L, 所以a* > 0和a* < 0可以分别用来代表高氧水体和低氧水体.在21~17 Ma和15~10 Ma两个时间段, 红色参数(a*) 值明显增高, 在10~5 Ma也有次高值, 而在其他区段都是0或者负值.这3个高值区分别代表1148站富含红褐色粘土的岩性单元IV、IIB和IIA (图 3).有意思的是, 1148站的红色参数(a*) 的最高值可达4或5, 而1146站的最高值则不超过2, 并且15 Ma以前几乎没有什么大的变化, 说明两站的底层水有明显不同.另外, 在1146站11~6 Ma期间, 存在一些分散的a*负值点(-2~-3.5), 岩性观察表明与薄绿色层和黄铁矿有关.
颜色反射率(L*) 在1148站总体呈下降的趋势, 而在1146站~18 Ma至~3 Ma都是上升, ~3 Ma以后才逐渐下降.~3 Ma前, 1148站磁化率有少许波动, 但长期比较稳定; 而在1146站自~18 Ma以来则是逐渐下降.~3 Ma之后, 两站磁化率变化基本相同, 都是先上升至1 Ma左右逐渐下降.
3. 碳酸盐岩性特征
3.1 碳酸盐含量与堆积速率
很明显, 1148站和1146站的CaCO3含量不同, 变化趋势也有差异(图 3).1148站相对较低, 6 Ma前通常在30%~50%波动, 在~6 Ma大规模下降, 尤其在15~14 Ma、12~11 Ma、5.5~0 Ma期间都降到20%以下.1146站CaCO3含量较高, 30%~60%不等, 大规模下降出现在~3 Ma, 随后在10%~30%范围波动(图 3).两站的CaCO3含量之差有两头低中间高的特点, 具体说来是17 Ma以前似乎没有差异, 17~15 Ma和3~0 Ma都有5%~10%之差.15~10 Ma的差值一般 < 20%, 10~5 Ma是20%~30%, 而5~3 Ma则高达40%, 说明不同底层水的影响.大剖面上, 地震反演的结果也表明CaCO3变化明显受制于时间和空间的影响(熊艳等, 2006).
CaCO3堆积速率也是1146站比1148站高, 平均分别为~3 g/cm2/k.y.和 < 1 g/cm2/k.y. (Wang et al., 2000).而位于南海南部陆坡的1143站在10~5 Ma期间的平均CaCO3堆积速率可达5 g/cm2/k.y..三站的平均线性沉积速率也是1143 > 1146 > 1148.显然, 118站较低的堆积速率是由于水深较深以致沉积作用较弱、碳酸盐溶解较强的结果.
1148站和1146站的沉积速率在4~3 Ma以后大幅度提高, 主要表现在非碳酸盐陆源物质的增加.在1146站1 Ma以来, 沉积速率从80 m/m.y.迅速增高到360 m/m.y. (Wang et al., 2000), 可能是大量冰期沉积所致.与此不同, 南部1143站的沉积速率并没有在4~3 Ma以后出现明显的变化.
绿色粘土层主要分布于早中新世(23~18 Ma)和上新世至更新世(3~0 Ma) 的地层里, 并且年代越老, 颜色越绿黑.这些绿色粘土层并不含绿泥石, 但常常跟生物掘孔共生, 可能与沉积时期存在有机物体相关(Wang et al., 2000).
3.2 浮游有孔虫碎壳率与碳酸盐溶解
1148站的浮游有孔虫碎壳率基本上是随时间呈阶段性增加的, 可分10~8 Ma和5~0 Ma两个高值区段(陈晓良等, 2002).但由于这些结果是建立在浮游有孔虫样品统计的基础上的, 缺少浮游有孔虫个体的样品往往没有被包括在内, 所以不能反映碳酸盐溶解的全部状况.因此, 浮游碎壳率曲线只能用来代表碳酸盐溶解作用的一般趋势.
Li et al. (2006)根据1148站碳酸盐含量变化和浮游有孔虫碎壳率划分5大溶解事件(D1~D5), 分别出现在21~20 Ma (D1), 15~14 Ma (D2), 13~12 Ma (D3), 10~9 Ma (D4), 5~3 Ma (D5).这些事件与岩性地层单元划分一致, 大致反映了南海的主要演化阶段.
4. 底栖有孔虫特征
图 4列出1148站底栖有孔虫主要内生属种和外生属种的相对丰度(Kuhnt et al., 2002; Zhao et al., 2007).可以看出, 早中新世时期, 内生种和外生种的丰度都比较高, 内生种主要以Stilostomella spp.为代表, 外生属种主要是Gyroidinoides, Cibicidoides和Oridorsalis umbonatus, 为中下陆坡富营养环境的组合类型.大量的Stilostomella还可能与表层高生产力或者底流不畅有关, 指示分层差、通气差、低氧的底层水体(Kaiho, 1991; 1994; Kunht et al., 2002).
图 4 1148站代表性底栖有孔虫的相对丰度(据Zhao et al., 2007)Fig. 4. Relative abundance of selected benthic foraminifera from Site 1148早中新世晚期至中中新世早期(17~15 Ma), 另外一些外生种相继零星出现, 包括Planulina wuellerstorfi, Nuttallides umboniferus和Favocassidulina favus (图 4).这些深水种的出现表明1148站当时的底层水跟早期略有不同, 也可能是因为盆底有所下沉的缘故, 但总体看来变化不大.在14~10 Ma期间, P. wuellerstorfi在1148站呈阶段性增加到~40% (图 4), 在临近水深较浅的1146站也大幅度增加(Holbourn et al., 2004).该种是典型的喜氧深水种, 常见于高氧、高能量、低有机碳的北大西洋深层水(NADW)、太平洋深层水(PDW)和南极底层水(AABW) (Murray, 1991).同一时期在其他海区, 该种的丰度都相当高, 说明全球范围的底层水增氧活动.
有意思的是, P. wuellerstorfi在10.1 Ma突然从1148站消失.在随后约2 Ma时间里, 其他外生种要么含量降低, 要么也像P. wuellerstorfi一样几乎全部消失, 同时对应发生的是内生种如Pullenia spp.的大量增加(图 4).在8~7 Ma左右, 以P. wuellerstorfi为代表的外生种再次逐步少量出现, 并且常常是P. wuellerstorfi在先, 随后是N. umboniferus, 最后才是F. favus.这种递变性直接反映了南海当时的底层水变化, 推测可能跟底层水中的溶解氧和有机碳水平有关.
大约6~3 Ma, 这些外生种的丰度变化很大, 比如F. favus30%~40%的高比值出现于5.8~4.8 Ma期间, 而其他种的最高丰度则出现在另外一些时间段.F. favus和P. wuellerstorfi继续出现一直到近代, 但N. umboniferus却在~1.25 Ma后几乎全部消失.由于F. favus和N. umboniferus分别代表太平洋深层水和底层水(Douglas and Woodruff, 1981; Murray, 1991), 它们的分布特点显然在反映这些水体的不同影响程度.
与此相反, 内生种Uvigerina spp.在3 Ma前后大量增加, 尔后随冰期间冰期在50%~ < 10%作大范围波动(图 4).Globobulimina spp.从1 Ma开始增多, 在冰期的丰度可达20%~30%.Uvigerina通常大量出现于温暖、低氧、高营养的中层水, 在现代西太平洋和南海的半深海沉积物有较高的比值(Miao and Thunell, 1993; Jian and Wang, 1997).Globobulimina spp.通常指示由于表层生产力增高引起、有大量食物供应的水体(Gooday, 1994; Schimiedl et al., 1997).所以, 它们在3 Ma以来的丰度变化可能是因为冬季风的阶段性增强, 引起高生产力, 造成1148站深水区出现富养的水底环境.
5. 氧、碳同位素
1148站的底栖有孔虫δ18O和δ13C的长尺度变化基本趋同于全球综合记录(Zachos et al., 2001), 中新世诸多的δ18O加重事件(Mi)和集中于17.5~13.5 Ma的δ13C高值(位移) 事件(CM) 也都可以跟其他深海记录相互对比(赵泉鸿等, 2001a, 2001b) (图 5).不过, 1148站的底栖δ18O值在23~14 Ma期间要比全球综合记录轻一些且波动明显, 而δ13C在14~5 Ma期间则比全球综合记录的轻1‰或更多, 最明显的短暂δ13C负位移发生在13.5 Ma, 10 Ma, 6.2 Ma和1 Ma (图 5), 说明南海深层水在这些时间有过明显的变异.
图 5 1148站底栖(B) 氧、碳同位素, 浮游(P) 氧、碳同位素, 底栖和浮游同位素差值与全球组合记录相对比据赵泉鸿等(2001a, 2001b)和翦知湣等(2001); 全球组合记录据Zachos et al. (2001); 箭头指示1148站底栖碳同位素的主要负位移事件; 直线棒表示Δδ13C (P-B) 的主要变化趋势; MMCT代表“中中新世气候转型”Fig. 5. Comparison between the global composite benthic isotopic records and those of benthic and planktonic records and their differences from Site 11481148站的浮游有孔虫δ18O和δ13C记录因为溶解而不连续, 但δ18O记录总体看来在4 Ma之前都比较稳定, 随后大幅度变重, 跟底栖δ18O加重所反映的全球变冷、北半球冰盖形成相一致.并且, 南海的浮游δ18O通常要比开放西太平洋同期的值要轻一些, 除了边缘海的特征以外, 可能还反映由于强季风造成表层盐度降低(如1143站, Tian et al., 2004, 2006).浮游和底栖δ13C曲线基本平行, 但浮游δ13C波动幅度较小, 不像底栖δ13C那样出现特别明显的负位移(图 5).
底栖-浮游δ18O差值[Δδ18O (P-B) ]曲线跟底栖δ18O曲线基本相似, 都是自14 Ma以后不断增高.而浮游-底栖δ13C差值[Δδ13C (P-B) ]曲线则好像是底栖δ13C波动减弱后的反映, 出现较明显的长阶段性变化(图 5) : 17 Ma以前略高, 17~10 Ma降低, 10~3 Ma较高, 3~0 Ma是先降低后升高再降低.前人研究发现, Δδ13C (P-B) 可作为表层生产力和输送到海底的生产力的指标, 低值可以代表低生产力, 高值代表高生产力(Sarnthein and Winn, 1990).这些结果均可与上述的底栖有孔虫结果相互对比.
6. 讨论与结论
多种指标表明, 南海不同水深站位在早中新世以来的沉积物物性变化、底栖生物组合以及稳定同位素变化有明显的不同, 反映了南海海盆不同时期深层水演化的特征.以红色参数(a*)、CaCO3含量、浮游有孔虫碎壳率、Δδ13C (P-B) 为主要依据, 南海深层水的增氧与分层历史大致可以划分为以下几个阶段(图 6) :
图 6 新近纪南海深层水演化主要阶段和全球深层水增强阶段相对比ODP1148、1146、1143站有关资料见图 3; 浮游有孔虫碎壳率据陈晓良等(2002); 北方组合水(NCW)和南极底层水(AABW) 增强主要据Ramsay et al. (1994)和Hodell and Venz-Curtis (2006); 1148站溶解事件D1~D5据Li et al. (2006)21~17 Ma, 初始增氧阶段.1148站的红色参数(a*) 从负值升高到2~4, CaCO3从45%减少到30%, 首次出现高达20%的浮游碎壳率.这一阶段的深层水增氧似乎只限于1148站, 因为邻近的1146站并没有红色参数(a*) 升高的记录, 尽管1146站的终孔沉积物年龄已达~19 Ma.同时, 底栖有孔虫组合比较稳定, 说明早中新世时期的高营养环境没有什么大的变化.所以, 这一初始增氧阶段可能是深水区的特别现象, 跟早期南极底层水的增强有关(Ramsay et al., 1994).
15~10 Ma, 中期增氧阶段.1148站和1146站的红色参数(a*) 分别从负值升高到4~6和~2, 表示南海深层水增氧最强的一个时期, 可能受制于中中新世气候转型时期(MMCT) 因全球底流重组所产生的大量的富氧深层水有关(图 6) (Flower and Kennett, 1994).两站的CaCO3含量自~16 Ma开始有所不同, 1146站要比1148站多大约10%~20%.其他指标如: 不同有孔虫组合和不同同位素值也表示, 两站之间不论在水深还是水体性质在10 Ma前和现代还存在较大的差异.位于~10 Ma的溶解事件D4, 第一次在1148站样品中造成90%~100%浮游有孔虫碎壳, 很可能是受到北方组合水(NCW) 增强引起大范围“碳酸盐崩溃” (Roth et al., 2000; Lyle, 2003) 的影响.
10~5 Ma, 晚期增氧阶段.1148站和1146站的红色参数(a*) 分别降到2和1以下, 标志南海地区深层水的最后一次高氧时期, 其含氧量要比前两阶段低, 但比现代高.固然, 从10 Ma前的最强增氧阶段转变到10 Ma后较弱的增氧阶段, 跟南极底层水和北方组合水的减弱有一定的联系(图 6).1148站P. wuellerstorfi的突然降低(图 6)和低于全球平均值达2‰的δ13C (图 5), 以及1148站和1146站之间不断扩大的CaCO3含量差(图 6), 都表明南海深层水从10 Ma开始具有自己的特色.这种特色还表现在10 Ma左右的“碳酸盐崩溃”事件虽使1148站浮游有孔虫碎壳率大量增加, 1148站和1146站的CaCO3含量和CaCO3堆积速率并没有明显的变化(Wang et al., 2000).很可能, 南海在扩张结束后由于自南到东不断关闭, 与开放大洋通道变窄、海槛形成, 所以首次在10 Ma左右有本地底层流发育(Li et al., 2006).这一底层流, 仍然受全球气候变化特别是南极底层水和太平洋深层水的影响, 但可能不再受后两者的完全控制.南海底层流的发育, 也部分解答了为什么在7 Ma以后发生的南极底层水和北方组合水增强事件(Ramsay et al., 1994; Hodell and Venz-Curtis, 2006), 1148站和1146站都再也没有出现任何较强的深层水增氧现象(图 6).
5~3 Ma, 最大分异阶段.1148站大量的浮游有孔虫碎壳和 < 20%CaCO3与1146站高达50%~60%CaCO3形成鲜明的对比, 表明下部深层水溶解作用强烈(图 6).两站的红色参数从5 Ma以后都基本稳定在a*≈0, 1148站的δ13C也回归全球平均值(图 5).7~5 Ma期间不同深水底栖有孔虫外生种的逐步增多, 以及内生种的大量减少(图 4), 显然都反映1148站的深层水与“老化了”的太平洋深层水有联系.可能是因为太平洋深层水在当时大大增强, 上界升高于海槛而注入南海海盆; 也可能是南海整体下降, 1148站深度加大到3 500 m以上, 太平洋深层水直接贯入.N. umboniferus和F. favus分别分布于现代太平洋底层水(> 3 500 m)和深层水(2 500~3 500 m), 在南海的最晚记录是210 ka和12 ka (Jian and Wang, 1997; Zhao et al., 2007), 说明太平洋深层水和底层水对南海深层水有长时间的影响.
3~0 Ma, 现代模式阶段.1148站和1146站CaCO3百分含量降低, 差值稳定在10%左右; 1148站浮游碎壳率也不断降低, 波动明显, 表明溶解作用随冰期旋回逐渐减弱(图 6).另外, 底栖Uvigerina大量增加, 底栖与浮游δ18O都逐步变重, 且变化幅度和频率基本相似.这跟南海南部1143站的δ18O记录所反映的季风随北半球冰盖形成而增强的结论(Tian et al., 2004) 是比较一致的.1148站和1146站各种沉积物物性指标变化, 自~3 Ma以来呈现的稳定性和可比性(图 3, 图 6), 充分说明南海深水环境已经逐渐转入现代模式.这一阶段最明显的事件发生在1 Ma前后, 即气候主要周期从40 ka转到100 ka的“中更新世气候转型” (汪品先等, 2001), 在1148站表现为N. umboniferus和F. favus急剧减少(图 4), 说明太平洋底层水和深层水的影响明显减弱; Globobulimina增加(图 4)和底栖δ13C以及Δδ13C (P-B) 突然加重(图 5), 说明生产力提高.很有可能, 巴士海峡的海槛是当时才隆升到如今2 600 m深度的, 从而阻止了太平洋底层水和部分太平洋深层水进入南海.伴随这些变化还有南海北部表层大幅度降温, 南部盐度上升, 各种季风指标增强, 共同反映了南海在中更新世气候转型时期有一系列较大的构造与海流变迁(李前裕等, 2006).
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图 1 南海ODP 1143、1146、1148站位图
Fig. 1. Location map of ODP Sites 1143, 1146 and 1148 in the South China Sea
图 2 南海和邻近海区水流示意图(a) (据Chen et al., 2006修改)和南海与开放型菲律宾海不同深度的实测溶解氧剖面(b) (Li and Qu, 2006)
Fig. 2. Schematic profile showing the major flow pattern in the South China Sea and neighboring sea basins (a) and measured profile of dissolved oxygen levels at different Philippine and SCS sites (b)
图 3 ODP1148站(a)和1146站(b) 新近纪沉积物物性和测井曲线(据Wang et al., 2000修改)
Fig. 3. Physical property and logging curves of Neogene sediments at ODP Sites 1148 (a) and 1146 (b)
图 4 1148站代表性底栖有孔虫的相对丰度(据Zhao et al., 2007)
Fig. 4. Relative abundance of selected benthic foraminifera from Site 1148
图 5 1148站底栖(B) 氧、碳同位素, 浮游(P) 氧、碳同位素, 底栖和浮游同位素差值与全球组合记录相对比
据赵泉鸿等(2001a, 2001b)和翦知湣等(2001); 全球组合记录据Zachos et al. (2001); 箭头指示1148站底栖碳同位素的主要负位移事件; 直线棒表示Δδ13C (P-B) 的主要变化趋势; MMCT代表“中中新世气候转型”
Fig. 5. Comparison between the global composite benthic isotopic records and those of benthic and planktonic records and their differences from Site 1148
图 6 新近纪南海深层水演化主要阶段和全球深层水增强阶段相对比
ODP1148、1146、1143站有关资料见图 3; 浮游有孔虫碎壳率据陈晓良等(2002); 北方组合水(NCW)和南极底层水(AABW) 增强主要据Ramsay et al. (1994)和Hodell and Venz-Curtis (2006); 1148站溶解事件D1~D5据Li et al. (2006)
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