沉積過程中有機碳及Globigerinoides ruber 氧、碳同位素變化特征
——以南海南部為例

李文寶,王汝建,萬隨

1.內蒙古農業大學水資源保護與利用自治區重點實驗室,呼和浩特 010018 2.同濟大學海洋地質國家重點實驗室,上海 200092

沉積過程中有機碳及Globigerinoides ruber 氧、碳同位素變化特征
——以南海南部為例

李文寶1,2,王汝建2,萬隨2

1.內蒙古農業大學水資源保護與利用自治區重點實驗室,呼和浩特 010018 2.同濟大學海洋地質國家重點實驗室,上海 200092

由水體到沉積物，不同沉積階段的沉積過程也有所不同。通過對比南海南部(SCS-S)水體沉降顆粒物、海底表層沉積物和巖芯柱狀沉積物(上部3 m)中Globigerinoidesruber氧、碳同位素(δ18O、δ13C)值和有機碳(TOC)含量及堆積速率的變化，系統分析了TOC、δ18O、δ13C等環境演變指標參數在沉積過程中的變化特征。結果顯示：1)整個沉積過程中，TOC及同位素等環境演變指標參數的變化情況并不一致。不過，由下層水體沉降到海底表層的過程中，TOC及堆積速率(分別由4.20%、0.38 g/(cm2·ka)下降到1.182%、0.039 g/(cm2·ka)、δ18O、δ13C值(分別偏重0.196 ‰、0.855 ‰) 均出現了明顯變化。而一旦形成表層沉積物并被埋藏覆蓋形成海底沉積物層(以巖芯柱狀沉積物代表)以后，在不考慮冰期—間冰期氣候旋回的影響下，除TOC外，δ18O、δ13C值等則基本保持不變；2)不同沉積階段，TOC含量變化與δ18O、δ13C值的相關性分析表明，巖芯柱狀沉積物中TOC含量變化與δ18O、δ13C變化之間的相關性最為明顯，特別是TOC含量與δ18O 變化間呈顯著正相關(r=0.74)，即由下層水體到表層沉積物這一沉降過程中，TOC含量與堆積速率的突變及其對應的底層水中溶解氧(O2)、二氧化碳(CO2)含量變化可能是誘導δ18O、δ13C大幅偏重的主要因素。因此，利用TOC等指標參數進行古環境變化分析時有必要考慮不同沉積過程的影響。

Globigerinoidesrubber；同位素；有機碳(TOC)；沉積過程；南海南部

海洋作為各種沉積物的主要匯集地，已經成為分析重建全球或區域環境演變歷史替代指標參數的重要載體之一。特別是在遠洋地區，由于受陸源物質輸入影響較弱，其洋底沉積物已經被廣泛應用到古海洋與古氣候學等多種學科的研究中[1-5]。例如，基于海底沉積物中總有機碳(TOC)含量變化進行的大洋表層海水初級生產力分析[6-8]、基于有孔蟲殼體元素地球化學特征進行的表層海水溫度、穩定氧、碳同位素(δ18O、δ13C)分析等[9-11]，早已成為分析古氣候古環境演變的重要手段之一。但是在實際沉積過程中，作為環境演變信息載體的沉積物，其保存環境并不是一成不變的。首先，大部分沉積物，特別是生源組分，在表層及次表層海水中生成，并以沉降顆粒物的形態存在于海洋水體中；隨后，在重力等作用下逐漸沉降，由上層水體到達下層水體，直至沉積在海底，在海水—海底沉積物交界處形成海底表層沉積物；最終，隨著時間的推移，舊的表層沉積物逐漸被新的表層沉積物掩埋，進而形成覆蓋海底的沉積物層(即海底沉積物是表層海水過程變化信息的重要儲庫之一)。整個沉積保存過程中，沉積物沉降埋藏環境逐漸發生變化，沉積物的結構或成分則可能隨之發生改變。而基于水體沉降顆粒物捕獲的現代沉積過程研究(如南海沉降顆粒物捕獲等)[12-14]和基于海底沉積物柱狀巖芯鉆探的古代沉積過程研究(如大洋鉆探計劃ODP184航次等)[15-16]以及海底表層沉積物(海底表層沉積物位于海水—沉積物界面上，是水體沉降顆粒物和巖芯柱狀沉積物之間的過渡形態)的研究[17-19]為詳細分析沉積過程中不同指標參數的變化情況提供了可能。

圖1 南海南部水體沉降顆粒物、表層沉積物與巖芯柱狀沉積物位置示意圖a.圖中白色圓點代表浮游拖網采樣點位置，白色倒三角代表沉積物捕獲器(SCS-S)采樣點位置；b.圖中黑色方塊代表巖芯柱狀沉積物采樣點位置，黑色圓點代表表層沉積物采樣點位置。圓形虛線框代表海底表層沉積物的取樣范圍。Fig.1 Locations of deposited particulate matter, surface sediment and core sediment in SCS-Sa.white dots show the sites of surface water samples, white inverted triangles show the location of sediment trap; b.black block shows the site of core sediment, black dots show the surface sediment samples. Dashed circle show the region of surface samples.

基于此，本文將以中國南海南部海域(SCS-S)為例(圖1)，以沉積過程的時間推移為主線，通過對比不同深度水體沉降顆粒物、海底表層沉積物與海底表層以下的沉積物層(以巖芯柱狀沉積物代表)等三種沉積物存在形態中的總有機碳含量(TOC%)及堆積速率與Globigerinoidesruber殼體的δ18O、δ13C值的變化，具體分析沉積過程中不同沉積階段內各個指標參數的變化特征、相互關系及可能影響因素，初步實現從現代沉積過程到古代沉積過程的整體分析，為更加合理地利用各常見環境演變歷史替代指標參數提供理論參考。

1 樣品與方法

1.1 樣品

本文研究樣品主要為水體沉降顆粒物、海底表層沉積物與巖芯柱狀沉積物等三種類型(圖1)。其中，水體沉降顆粒物由浮游拖網與時間序列沉積物捕獲器獲得：浮游拖網采樣水深小于100 m；沉積物捕獲器分為兩層，其上層位于水深720 m處，下層位于水深2 270 m處(表1)；海底表層以下巖芯柱狀沉積物與海底表層沉積物分別選取ODP1143站(水深2 722 m)上部約3 m (mcd)的沉積物(有機碳在埋藏深度達到海底0.5～2 m以下，幾乎不再受溶解作用影響[20])與ODP1143站位周圍～3個緯度與～3個經度(為了最大限度消除沉降顆粒物在水體中側向飄移帶來的影響[15,21-22])范圍內由德國“太陽號”和多次南沙綜合考察所采集的14個海底表層沉積物樣品(平均水深～1 900 m,在實際比較分析中，以水深>2 200 m的表層樣品為主，以所有表層樣平均值為輔)。

表1 樣品信息表

1.2 測試方法

浮游有孔蟲G.ruber殼體穩定氧、碳同位素測試方法如下：G.ruber殼體以干凈完整、大小約0.25～0.40 mm為標準，每個樣品選取14～20枚殼體。從樣品中挑選出符合要求的有孔蟲殼體后，在顯微鏡下用解剖針破碎，用濃度大于99.7 %的酒精在頻率為40 Hz的超聲波中震蕩清洗三次，每次持續時間5～10 s。洗滌好后在60℃的烘箱中干燥5 h，隨后將樣品轉移至Finnigan自動碳酸鈣制樣裝置中( Kiel Ⅲ型)，與原磷酸在70℃高溫下反應生成二氧化碳(CO2)，之后將收集到的CO2氣體轉移到Finnigan MAT252型穩定同位素質譜儀中測定氧、碳同位素值。測試精度參照中國國家標準(GBW04405)和標準(NBS19)，并以PDB(Pee Dee Belemnite)標樣進行誤差標定。

TOC含量(%)測試方法：先將樣品在低溫 (50℃) 下烘干，研磨4～5 min 后分成兩份：一份用鹽酸除去碳酸鹽，一份為原樣。用百萬分之一的天平稱取10 mg左右的樣品并用錫杯包好，在Thermo-Quest Italia SPA有機碳分析儀上( EA1110型) 測試，數據由計算機直接得出，誤差小于0.2 %。實驗測得樣品中總碳含量(TC)和除去碳酸鹽的有機碳含量(TOC′)，利用公式TOC=(12-TC) /(12-TOC′)×TOC′ 計算出總有機碳的絕對含量(TOC)。TOC堆積速率計算公式來自文獻[6，17]。

當然，由于樣品來源及樣品測試分析的具體日期存在差異[10,14,18]，因此這可能會導致同一指標的實驗結果存在細微差異(例如每年的氧、碳同位素測試過程中的物理(或機械)誤差會導致測試結果出現約0.01‰的浮動)。但是，本文涉及的所有樣品的測試都遵循標準微體古生物處理方法和實驗分析步驟，且測試分析均在同濟大學海洋地質國家重點實驗室完成。因此可以相信分析結果不會因為測試時間差異等因素出現大幅度的波動，結果具有可靠性。

2 南海南部現代水文特征

中國南海位于歐亞大陸與太平洋之間的東亞季風影響區，冬季和夏季分別以東北季風和西南季風占主導地位(圖1)。冬、夏季風的強度及持續時間不同，冬季風持續近6個月(11月—次年4月)，而夏季風持續近4個月(每年5月—9月)，總體上冬季風較夏季風強[3,23]。而在南海南部，則主要受到西南季風的影響：西南季風可以在南海南部海域形成局部的上升流或較強的離岸流，這促進了該區域深層水與表層水間的交換[3,24-25]。

根據南海衛星遙感及調查結果顯示(圖2)，現代南海的年均表層水溫約27.1℃，南部約為27.6℃，北部約為26.8℃。夏季，南海北部表層水溫為26℃～29℃，南海南部的表層水溫則大于28℃，南北向溫度梯度小；冬季，南海北部表層水溫較低，最低表層水溫小于18℃，南海南部的平均最高表層水溫則大于26℃，南北溫度差與夏季相比明顯增大[3,26]。不過，就南海南部而言，冬、夏季節表層海水溫差變化幅度較小，這為進行本文的研究提供了水文基礎。南海表層海水鹽度在32.8‰～34.2‰之間，夏季海水鹽度<33.5‰，冬季海水鹽度≥34‰。同時，在南海南部，海水溫度、鹽度以及海水中的CO2、溶解氧(O2)的含量隨水深的增加，均出現不同的變化[3]。

在表層海水中，溫度、鹽度均出現快速變化，對應了表層水體溫躍層等的存在。而在深層海水中，溫度和鹽度的變化幅度減小，相對穩定。根據WOA05數據庫以及前人在南海南部12°9.8′N，112°55.9′E處的觀測結果[27-28]顯示，南海南部水體中CO2、O2總含量在深層海水中(1～3 km)持續增加，特別是CO2的總含量在1.5～2.5 km間出現明顯增加。此外，南海現代溶躍面和CCD(碳酸鹽溶解補償深度) 分別約為3 000 m和3 800 m(CCD面在冰期深度可達4 100 m)[3,6]，這也為本文研究提供了基礎。

3 結果與討論

3.1 沉積過程中TOC含量、堆積速率及輸出生產力變化特征

沉積物中TOC含量的變化既是表層水體輸出有機質情況的直接反應指標之一，又是表層海水輸出生產力演變歷史重建的重要代表參數之一，業已被廣泛應用到古海洋學等學科的研究中[3,20,28]。但是，在實際的沉降保存過程中，TOC由于受到表層生產力即向海底連續輸出有機碳的量以及沉積物堆積速率等因素的綜合影響，往往會出現部分溶解現象，這不僅會導致在利用海底沉積物中TOC含量變化進行表層古生產力重建的過程中可能存在一定的偏差[29-30]，而且TOC溶解產生CO2以及消耗溶解O2等過程則可能會對沉積物中有孔蟲殼體的氧、碳同位素等產生影響[31-32]。鑒于此，沉積過程中TOC的變化情況及其可能影響因素將在本節進行討論。

在南海南部，由上層水體(720 m)沉降到下層水體(2 270 m)的過程中，TOC%由7.13 %下降到4.20%，堆積速率由0.42 g/(cm2·ka)下降到0.38 g/(cm2·ka)；由下層水體(2 270 m)沉降到海底(水深>2 270 m)形成表層沉積物的過程中，TOC含量及堆積速率則出現大幅度下降，分別由4.20%、0.38 g/(cm2·ka)下降到1.182%、0.039 g/(cm2·ka)(表2，全部表層沉積物平均值為1.24%、0.041 g/(cm2·ka))，其中TOC堆積速率的損失率(本文：損失率=100% - (表層沉積物TOC堆積速率/下層水深沉降顆粒物TOC堆積速率)×100%)達到～89.8%。同樣地，隨著埋藏時間(或深度)的不斷增加，在海底表層沉積物被逐漸掩埋并最終形成海底沉積物層這一過程中，TOC含量及堆積速率也出現了明顯下降，由海底表層沉積物中的1.182%、0.039 g/(cm2·ka)減少到海底巖芯柱狀沉積物中的0.582%、0.021 g/(cm2·ka)(表2)，顯示這一沉積階段內TOC及堆積速率的損失率也相對較高。

進一步，分析巖芯柱狀沉積物上部3 m (mcd，合成深度)中TOC含量及堆積速率的變化過程(圖3a)，可以看出在海底表層沉積物到0.6 m(氧同位素1期-MIS1) 的埋藏深度中，TOC含量及堆積速率的變化幅度不大。雖然在冰期—間冰期旋回中TOC堆積速率出現變化，但是幅度卻依然較小：巖芯柱狀沉積物上部3 m(包含MIS1-3)，TOC%及堆積速率的最低值分別為0.40%、0.010 g/(cm2·ka)，最高值分別為0.68%、0.033 g/(cm2·ka)[10]，其變化范圍明顯低于由海底表層沉積物(～0 m)到0.2 m埋藏深度過程中TOC含量及堆積速率所出現的變化幅度(圖3)。

通過不同沉積階段中TOC含量或堆積速率變化情況的具體分析，可以發現整個沉積過程中TOC的大幅變化發生在海水—沉積物交界面以及埋藏深度在0～0.2 m之間。現有研究結果顯示有機質的保存情況主要受到表層生產力、堆積速率以及水體溶解氧含量等因素的綜合影響[6,13]。而分析南海南部水文特征，可以發現2～3 km水深處正是南海南部水體中O2、CO2含量迅速增加的地方，顯然富氧環境并不利于有機質的保存[3,27-28]。此外，TOC的堆積速率在這一沉積階段中也出現大幅度下降，顯示由深層水體輸入到表層沉積物中的有機質數量出現明顯下降，這顯然也是表層沉積物中TOC含量出現大幅度下降的主要影響因素之一。

圖2 南海南部現代水文特征A.鹽度變化曲線[3]，B.溫度變化曲線[3]，C.溶解O2含量變化曲線[27-28]，D.溶解CO2含量變化曲線[27-28]，陰影為表層沉積物的分布水深Fig.2 Characteristic of modern hydrology in SCS-SA. salinity characteristic[3]; B. temperature characteristic[3]; C. change of dissolved oxygen[27-28]; D. change of dissolved ; shadow area shows the depth of surface sediment samples

表2 沉積過程中TOC含量、堆積速率及輸出生產力變化

注：不同沉積物所反應的生產力及重建公式見參考文獻[6,17,32]。

圖3 沉積過程中TOC含量及堆積速率變化a.沉積過程中TOC含量變化；b.沉積過程中TOC堆積速率變化。黑色條帶為上層水體中TOC含量或TOC堆積速率平均值，灰色條帶為下層水體中TOC含量或TOC堆積速率平均值，斜紋條帶為表層沉積物中TOC含量或TOC堆積速率平均值，灰白色條帶為巖芯柱狀沉積物中TOC含量或TOC堆積速率平均值。Fig.3 Changes of TOC(%) and TOC flux during the deposition processa. change of TOC% during the deposition process； b. change of TOC flux during the deposition process. gray-black band show average value of TOC% and TOC flux in upper layer water samples, gray band show average value of TOC% and TOC flux in deep layer water samples, strip of tape show average value of TOC% and TOC flux in surface sediment samples, gray-white band show average value of TOC% and TOC flux in core sediments.

進一步，TOC含量或堆積速率在由深層水到海底表層沉積物這一沉積階段的大幅變化可能導致“生物泵”作用在表層海水吸收的CO2到達底層水時又被釋放出來[33]，最終只有很少一部分的碳被保存在海底沉積物中，而利用沉積物中保留的這一小部分碳重建海洋古輸出生產力的過程中除考慮由于采用不同輸出生產力計算公式產生的誤差外[5,17]，還應該考慮不同沉降階段中TOC含量及堆積速率等變化的影響。

實際上，根據沉積過程中TOC含量及堆積速率變化重建的輸出生產力的變化特征明顯不同于TOC含量或堆積速率的變化特征：在由表層水體到海底表層的沉降過程中，雖然TOC含量及堆積速率不斷減少，但是輸出生產力卻不斷增加：在真光層下100 m輸出的生產力只有17.22 g C/(m2·a)[17]，而在下層水體沉積顆粒物中時已經上升到35.06 g C/(m2·a)。在海底形成表層沉積物的過程中，輸出生產力達到沉積過程中最高的46.00 g C/(m2·a)(表2)。此后，隨著埋藏深度的增加又明顯下降，特別是在海底表層到0.6 m間，巖芯柱狀沉積物中恢復的輸出生產力明顯比表層沉積物恢復的輸出生產力低[6]。而隨著埋藏深度的進一步增加，輸出生產力隨冰期—間冰期旋回出現波動變化[6]。

當然，在整個沉積過程，TOC含量及堆積速率大幅度變化均發生在由下層水體沉降到海底形成表層沉積物的過程中。在南海南部，水深1.5～3 km間，水體中溶解O2含量持續增加，將會導致TOC被不斷氧化，進而導致TOC堆積速率下降明顯，這也對應了南海南部底層水中CO2含量增加的趨勢[27-28]。同時，由于重建公式差異及受到TOC含量及堆積速率在水體—沉積物界面上的大幅度變化的影響，導致根據沉積過程中TOC含量及堆積速率變化重建的輸出生產力變化特征存在差異。

3.2 沉積過程中G.ruber殼體δ18O、δ13C變化及影響因素

由于分布區域的典型性，G.ruber已經被廣泛應用到熱帶及亞熱帶海域的海洋學研究中[33-34]。作為浮游有孔蟲的代表屬種，G.ruber殼體成為表層海水溫度、鹽度、營養水平等環境信息的完美載體。一旦G.ruber死亡，其殼體在重力作用下不斷沉降直至被埋藏在海底沉積物中。這一沉積過程中，殼體的保存環境不斷變化，進而可能導致G.ruber殼體記錄的古環境信息發生變化[35]。

在南海南部，不同的沉積物賦存狀態中，G.ruber殼體δ18O、δ13C值出現明顯變化。由表層水體(平均水深≤100 m)處沉降到上層水體(720 m)，G.ruber殼體δ18O值由-3.475‰偏重到-3.295‰，δ13C值則由0.516‰偏輕到0.367‰；由上層水體(720 m) 沉降到下層水體(2 270 m)，δ18O幾乎沒有變化，δ13C則由0.367‰小幅度偏重到0.431‰；由下層水體(2 270 m) 沉降到海底形成表層沉積物的過程中，δ18O、δ13C值均出現明顯變化，δ18O由-3.295‰大幅度偏重到-2.923‰，δ13C則由0.431‰大幅偏重到1.461‰(表3、圖4，全部表層沉積物δ18O平均值為-3.102‰、δ13C平均值為1.286‰)；同樣，隨著埋藏時間(或深度)的增加進而形成巖芯柱狀沉積物的過程中，δ18O值由-2.923‰小幅偏輕到-2.952‰，δ13C值則由1.461‰小幅偏輕到1.339‰。不過，如果考慮到測試誤差等因素的影響，那么這一階段的小幅度變化是可以忽略不計的。

就整個沉積保存過程來看，G.ruber殼體δ18O、δ13C值主要出現了兩個明顯的變化階段:分別發生在由表層水體(<100 m)到上層水體(720 m)的沉降過程(δ18O偏重0.180‰、δ13C偏輕0.149‰)和由下層水體(2 270 m)到表層沉積物的沉積過程(分別偏重0.196‰、0.855‰)(表3、圖4)。雖然在其他兩個沉積階段G.ruber殼體δ18O、δ13C值同樣出現小幅的偏移，但是考慮到主、客觀誤差等因素的影響，可以認為表層沉積物到柱狀巖芯柱狀沉積物的過程中G.ruber殼體δ18O、δ13C值基本不變；而在地質歷史時期，海底沉積物中G.ruber殼體不斷沉積并被保存起來，形成時間序列上的沉積物層。這一過程受到冰期—間冰期旋回中冰蓋體積大小、海水溫鹽度變化等因素的影響[14]，導致在0～3 m的埋藏深度范圍內，G.ruber殼體δ18O、δ13C值整體上出現冰期偏重、間冰期偏輕的規律變化。不過，巖芯柱狀沉積物上部0～0.6 m (MIS1)沉積物內的G.ruber殼體δ18O、δ13C值與表層沉積物中G.ruber殼體δ18O、δ13C值基本一致(圖4)，這說明如果排除地質歷史上冰期—間冰期等因素的影響，那么沉積過程中，一旦沉積物到達海底被保存起來，其中G.ruber殼體δ18O、δ13C值將基本穩定，不再受沉積過程的影響。

表3 沉積過程中G. ruber殼體的δ18O、δ13C變化

一般來講，浮游有孔蟲殼體δ18O值的變化主要受到表層海水溫度的影響，而δ13C值則與海水表層生產力有一定的關聯[30,36]。在南海南部，海水環境不僅受到季風的影響，同時還受到西太平洋暖池的影響，表層海水溫度常年處于26℃以上。表層水體，特別是上部200 m以內，不僅海洋生物生產力較高，同時也是海水物理、化學性質突變的地方，這對δ18O、δ13C的分餾作用將產生重要影響，這可能導致自表層水體到上層水體的沉積過程中出現δ18O值顯著偏重、δ13C顯著偏輕現象；而對“白堊紀大洋缺氧事件”的研究結果顯示有機質分解不僅可以消耗掉海水中大量的溶解氧，而且會導致海水中富含碳同位素[37-38]。因此，TOC在海水—沉積物界面上的大量溶解，可能導致了這一沉積階段中G.ruber殼體δ18O、δ13C值的大幅度偏重。同時，根據有孔蟲殼體Mg/Ca值恢復的海水溫度顯示，從下層水體(2 270 m)到海底巖芯柱狀沉積物(MD01-2390的頂部溫度[6])，海水溫度變化約為1.4℃[35,39]，這與δ18O偏重～0.375 ‰，相當約1.4℃的海水溫度變化(在理想情況下，海水δ18O值0.26 ‰的變化相當于海水溫度變1℃[40])的情況基本一致，顯示了底層海水中溶解氧等的變化對G.ruber殼體化學性質的確產生影響。

當然，通過不同深度水體以及巖芯柱狀沉積物中TOC含量與δ18O、 δ13C變化相互關系的分析，結果顯示了沉積過程中TOC含量及堆積速率突變對G.ruber殼體的δ18O、δ13C值偏移的影響：在上層水體(720 m)和下層水體(2 270 m)沉積顆粒物中，TOC含量與δ18O、δ13C變化之間幾乎不存在相關性，但是經過自水體沉降顆粒物到海底沉積物的沉積轉變過程中各指標參數的大幅度變化，巖芯柱狀沉積物中TOC含量與δ18O、δ13C變化之間的相關性明顯提高，特別是TOC含量與δ18O變化間呈現顯著正相關，且相關系數r值達到0.74(圖5)。這顯然與上述“有機質分解不僅可以消耗掉海水中大量的溶解氧，而且會導致海水中富含碳同位素”論斷一致。

圖4 沉積過程中G.ruber殼體δ18O、δ13C變化a.沉積過程G.ruber殼體δ18O變化，b.沉積過程G.ruber殼體δ13C變化；黑色條帶為表層水體中δ18O或δ13C平均值，灰黑色條帶為上層水體中δ18O或δ13C平均值，灰色條帶為下層水體中δ18O或δ13C平均值，斜紋條帶為表層沉積物中δ18O或δ13C平均值，灰白色條帶為巖芯柱狀沉積物中δ18O或δ13C平均值的變化。Fig.4 Changes of δ18O，δ13C during the deposition processa. change of δ18O value during the deposition process, b. change of δ13C value during the deposition process; black band show average value of δ18O，δ13C in sea surface water samples; gray-black band show average value of δ18O，δ13C flux in upper layer water samples; gray band show average value of δ18O，δ13C in deep layer water samples; Strip of tape show average value of δ18O，δ13C in surface sediment samples; gray-white band show average value of δ18O，δ13C in core samples.

圖5 沉積過程中G.ruber殼體δ18O、δ13C與TOC含量變化的關系Fig.5 Coherence changes between δ18O，δ13C and TOC% during the deposition process

因此，雖然不同沉積階段中G.ruber殼體δ18O、δ13C值的具體變化情況有所差異，但是整個沉積過程中G.ruber殼體δ18O、δ13C值基本呈現逐漸偏重趨勢：在由表層水體(<100 m)到上層水體(720 m)的沉降階段，δ18O值顯著偏重、δ13C值顯著偏輕；而由下層水體(2 270 m)到表層沉積物的沉積階段，δ18O、δ13C值均出現大幅度偏重。特別是在海水—沉積物界面上，δ18O值偏重幅度對應了底層海水的溫度變化[5,34,38]；而δ13C值的大幅偏重則對應了TOC的大量溶解。所以，利用G.ruber殼體中同位素指標進行古環境演變過程重建時需要考慮沉積過程中這些替代指標參數的具體變化情況，盡量減少誤差。

綜上，通過比較不同沉積階段各環境演變替代性指標參數的變化，發現沉積過程中特別是在由下層水體沉降到海底形成表層沉積物的過程中各參數指標均出現較大幅度的變化。而一旦表層沉積物被覆蓋埋藏形成海底沉積物層即柱狀沉積物以后，在不考慮冰期—間冰期氣候旋回的影響下，那么除TOC以外，G.ruber殼體的δ18O、δ13C值等參數只是出現小幅度變化。如果考慮到樣品來源及機械誤差等因素的影響，那么在這一沉積階段中，可以認為G.ruber殼體δ18O、δ13C值基本穩定，不再發生變化。

4 結論

通過比較南海南部沉積過程中水體沉降顆粒物、海底表層沉積物和巖芯柱狀樣等三種沉積物存在形態中TOC含量及堆積速率、G.ruber殼體δ18O、δ13C值等環境演變替代性指標參數的變化，得到以下結論：

(1) 由水體沉降顆粒物到海底巖芯柱狀沉積物的過程中，TOC%及堆積速率發生明顯下降。特別是在由下層水體沉降到海底表層的過程中，TOC含量及堆積速率均出現大幅度變化，分別由4.20%、0.38 g/(cm2·ka)下降到1.182%、0.039 g/(cm2·ka)，推測這一快速變化過程主要受到溶解作用即底層海水含氧量的影響，并導致最終只有很少一部分的碳被保存在海底沉積物中。因此，利用巖芯柱狀樣中保留的碳進行古輸出生產力重建時有必要考慮不同沉降階段中TOC含量及堆積速率變化帶來的影響。

(2) 在不同沉積階段，G.ruber殼體的δ18O、δ13C值的變化趨勢并不一致。但是，在由表層水體(<100 m)到上層水體(720 m)和由下層水體(2 270 m)到海底表層沉積物的兩個沉積階段，δ18O、δ13C值均出現明顯偏移，而一旦表層沉積物被覆蓋埋藏形成海底沉積物層即柱狀沉積物以后，在不考慮冰期—間冰期氣候旋回的影響下，G.ruber殼體的δ18O、δ13C值等參數只是出現小幅度變化。同時，不同沉積階段，TOC含量變化與δ18O、δ13C值的相關性分析顯示，巖芯柱狀沉積物樣中TOC含量與δ18O、δ13C變化之間的相關性最為明顯，特別是TOC含量與δ18O 變化間呈現顯著正相關(r=0.74)，這顯示在下層水體到表層沉積物的沉積階段內，δ18O、δ13C值的大幅偏重變化與TOC大量溶解所導致的大洋底層水體溶解氧被消耗有關。

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Changes of TOC and δ18O, δ13C fromGlobigerinoidesruberduring the Deposition Process in the Southern South China Sea

LI WenBao1,2,WANG RuJian2,WAN Sui2

1. Inner Mongolia Autonomous Region Key Laboratory of Water Resources Protecting and Utilization, Inner Mongolia Agricultural University, Hohhot 010018, China 2. State Key Laboratory of Marine Geology, Tongji University, Shanghai 200092, China

The ocean sediments are formed in surface water and finally preserved in sea floor. During this process, the sedimentary environment always changed. In this paper, the change characteristics of TOC(%), TOC flux and δ18O and δ13C values fromGlobigerinoidesruberduring the deposition process had been discussed in detail, basing on analyzing the relationships among particulate matter, surface sediment and core sediment in Southern of South China Sea(SCS). Here, the results shown that:1) The different proxies, such as TOC(%), TOC flux and δ18O,δ13C, have different changes during the deposition process. Specially, all the values of TOC(%), TOC flux and δ18O,δ13C descended visibly during the deposition satge from deep water layers to sea floor. The value of TOC% and TOC flux descend from 4.20%, 0.38 g/(cm2·ka) to 1.182%, 0.039 g/(cm2·ka), respectively. The value of δ18O,δ13C descend from 3.298‰ and 0.431‰ to 2.923‰ and 1.461‰, respectively. Reversely, when the core sediment formed in sea floor, the value of δ18O,δ13C would become stable except TOC(%) and TOC flux; 2) The relationship between TOC(%) change and value of δ18O, δ13C become visibly when the core sediment formed. Specially, there are clearer coherence between TOC(%) and value of δ18O in core sediments than other sediment types. In other hand, the change of relationship between TOC(%) and value of δ18O and δ13C indicate that the dissolution of TOC might be one of important factors leads to change of δ18O and δ13C value. In one word, the change characteristics of TOC(%), TOC flux and δ18O, δ13C during different sedimentary stages must be considered when reconstruct the palaeoenvironment evolution history based on these proxies.

Globigerinoidesrubber; isotope; total organic carbon(TOC); deposition process; southern of South China Sea

1000-0550(2017)04-0730-10

10.14027/j.cnki.cjxb.2017.04.007

2016-06-20； 收修改稿日期： 2016-09-04

國家自然科學基金項目(41406056)；內蒙古自治區自然科學基金項目(2012MS0612，2016MS0552)[Foundation: National Natural Science Foundation of China, No.41406056; Natural Science Foundation of Inner Mongolia, No. 2012MS0612，2016MS0552]

李文寶，男，1980年出生，博士，副教授，第四紀地質學，E-mail: tianshitd@126.com

P736.21

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