末次盛冰期以來沖繩海槽中部沉積物有機碳和磷的地球化學研究

馬 奎, 李 鐵, 孫治雷, 張現榮, 柳嘉怡, 朱茂旭

末次盛冰期以來沖繩海槽中部沉積物有機碳和磷的地球化學研究

馬 奎1, 李 鐵1, 孫治雷2, 張現榮2, 柳嘉怡3, 朱茂旭1

(1. 中國海洋大學 化學化工學院, 山東 青島 266100; 2. 自然資源部 青島海洋地質研究所, 山東 青島 266071; 3. 山東省青島第二中學, 山東 青島 266500)

利用元素及同位素地球化學方法研究了沖繩海槽中部沉積物巖芯中有機碳及磷的地球化學特征及影響因素。結果表明, 沖繩海槽沉積速率(16.5~32.5 cm/ka)變化小, 不是沉積物中有機碳埋藏的重要影響因素。相對于全新世氧化性底水環境, 末次盛冰期/冰消期沖繩海槽缺氧底水環境提高了沉積物對有機碳的埋藏效率。沖繩海槽沉積物中各形態磷的相對含量與其他邊緣海沉積物中的相似。交換態磷(Ex-P)含量低、變化小。末次盛冰期/冰消期缺氧底水環境下鐵氧化物的還原溶解導致鐵結合磷(Fe-P)釋放以及自生磷礦物(Au-P)的形成。全新世氧化性底水條件有利于鐵氧化物的有效再生及對磷的再吸附, 但不利于Au-P的保存。總有機碳(TOC)和有機磷(Org-P)之間良好的相關性表明TOC埋藏對Org-P含量的重要控制作用。沖繩海槽沉積物中碎屑磷(De-P)含量低于長江口及東海陸架沉積物中的含量, 這與陸源碎屑向外海傳輸減弱有關。在約9.3 ka BP(巖芯200 cm深度), TOC、Fe-P、Org-P、De-P以及FeHR均出現的極小值可能由物質坡移造成。

末次盛冰期; 沖繩海槽中部; 沉積物; 有機碳; 磷形態

海洋沉積物中有機碳的礦化是成巖作用的主驅動力, 對相關元素的生物地球化學循環起著重要作用[1]。有機碳的成巖礦化受多種因素的影響, 如有機質來源、沉積速率、底水氧化還原條件等, 從而影響有機碳的埋藏效率[1-2]。磷作為海洋中的重要營養元素, 在海洋中經過初級生產/再生、吸附/解吸等一系列循環, 一部分最終埋藏在沉積物中, 其埋藏通量和形態受一系列因素的影響[3]。埋藏的磷還會發生一系列成巖循環, 其中, 有機磷礦化、鐵錳氧化物的還原性溶解以及自生礦物的形成是磷成巖循環最重要過程。孔隙水磷一部分可擴散進入上覆水體再循環, 另一部分形成自生礦物被永久埋藏[4]。因此, 海洋沉積物中有機碳和磷的埋藏及成巖循環對全球碳、磷及相關元素的成巖循環具有重要意義。

位于東海陸架邊緣的沖繩海槽為弧后盆地, 其不僅是重要的地質構造單元, 也是沉積和成巖作用的重要場所[5-8]。自末次盛冰期以來, 由于海平面上升, 沖繩海槽的水動力學條件、沉積環境及沉積物來源、底水氧化還原條件等都經歷了很大變化[5-8]。不同研究者利用沖繩海槽沉積記錄揭示了全球氣候的演化[5-6,9]。然而, 末次盛冰期以來, 沉積環境變化對沉積物中有機碳成巖礦化以及磷地球化學影響的研究卻很有限。本文對沖繩海槽中部一根長6 m的重力柱沉積物開展研究, 揭示末次盛冰期以來沉積環境的改變對沉積物中有機碳和磷成巖作用的影響。

1 材料與方法

1.1 研究區概況及樣品采集

沖繩海槽從臺灣島東北部的蘭陽平原一直延伸到琉球群島的西南部, 是東海陸架與西太平洋之間的弧后盆地, 也是太平洋西邊界流——黑潮的重要通道[10]。沖繩海槽從東北向西南方向延伸, 長約1 000 km, 北book=20,ebook=2寬南窄(南部為60~100 km, 最北端約為230 km), 深度從南部的1 000~2 000 m逐步減小到北部的600~ 900 m。末次盛冰期以來, 隨著海平面上升, 沖繩海槽的陸源物質輸入、黑潮強度和流量以及底水氧化還原條件都經歷了重大變化[5-6,8]。盡管還存在一些不同認識[11], 但一般都認為在末次盛冰期, 由于較低的海平面以及琉球群島-臺灣陸橋的出現使得黑潮主軸移到琉球群島以東, 導致沖繩海槽水體為封閉的層化水體, 底水缺氧。在約14~7 ka BP, 由于海平面上升, 黑潮主軸重新進入沖繩海槽, 底水變為氧化環境[5-6]。在全新世, 海平面上升120 m, 已達到現今海平面位置。近20 ka BP以來, 沖繩海槽中部沉積速率約為13~57 cm/ka[7-8,12]。由于受海平面、黑潮主軸位置及強度以及河流輸入通量等變化的影響, 沖繩海槽的沉積物物源復雜[7-8,13-14]。但自全新世以來, 沖繩海槽中部的沉積物主要來自于長江、黃河以及東海再懸浮沉積物的側向輸運, 此外, 臺灣島東北部河流沉積物輸送也有一定貢獻[7-8,14]。

采樣站位C08位于沖繩海槽中部(圖1), 水深大約965 m。用重力柱取樣器采集沉積物后, 水平放置, 迅速密封兩端, 于–5℃下冷凍保存。返回實驗室后, 將沉積物在充滿氮氣的手套箱中解凍, 然后以5 cm間隔分割, 分割后的樣品在氮氣條件下密封儲存, 置于–20℃的冷凍柜保存直至預處理。

圖1 沖繩海槽采樣站位 Fig. 1 Sampling station in the Okinawa Trough

1.2 樣品分析

1.2.1 有孔蟲14C年代測定及沉積速率估算

選取6個不同深度的樣品用于14C年代測定。先用10%的過氧化氫浸泡沉積物以除去其中的有機質, 然后用孔徑0.063 mm(250目)標準銅篩沖洗樣品, 將收集的樣品置于50℃恒溫干燥, 用于挑選有孔蟲。用孔徑為0.154 mm(100目)的篩子篩選上述處理后的樣品, 將樣品置于奧林巴斯SZX16體視顯微鏡下挑選個體較大且完整、殼面潔凈的有孔蟲。挑選出的有孔蟲為底棲和浮游混合種, 但未做具體種屬鑒定。有孔蟲樣品的AMS14C定年在青島海洋科學與技術國家實驗室完成, 所得原始數據用Calib 704軟件進行日歷年齡校正(cal yr BP), 日歷年齡均從公元1950年向前推算。根據沉積物深度和校正的日歷年齡估算對應深度范圍內的線性沉積速率。

1.2.2 沉積物有機碳及碳同位素測定

準確稱取一定量(約1 g)冷凍干燥后的沉積物樣品, 加入20 mL 1 mol/L HCl振蕩24 h以溶解碳酸鹽, 離心10 min(4 800 r/min)后去除上清液, 用去離子水洗滌兩次, 殘余沉積物冷凍干燥, 并再次稱重用于沉積物質量校正, 然后將樣品研磨過篩(100目), 用Thermo EA1112元素分析儀測定碳含量。測定結果通過質量校正后得到原始沉積物總有機碳(TOC)含量。用Thermo Scientific MAT253元素分析儀測定有機碳的穩定同位素組成并表示為d13C(式1), 其中, (13C/12C)sample為樣品有機碳的13C/12C比值, (13C/12C)VPDM為同位素標準。

1.2.3 磷形態提取與測定

采用序列提取法得到5種不同形態的磷(表1)[15], 具體為交換態磷(Ex-P)、鐵結合態磷(Fe-P)、自生磷(Au-P)、碎屑磷(De-P)和有機磷(Org-P)。簡單流程為: 準確稱取一定量(約150 mg)冷凍干燥后的沉積物, 按照表1中的流程依次提取不同形態磷。每步提取后離心(4 800 r/min, 15 min), 上清液過濾(0.22 μm), 收集后用于磷測定。提取后的殘余沉積物分別用1 mol/L MgCl2和蒸餾水各清洗一次, 防止磷的重吸附, 然后用于下一步提取。提取的磷均用磷鉬藍法測定, 同時提取的高活性鐵(FeHR)用鄰二氮菲顯色法測定。各形態磷以及FeHR含量均表示為每克干沉積物中的量book=21,ebook=3(μmol/g)。重復樣的相對偏差為: Ex-P: 0.19%~11.8% (平均值5.7%), Fe-P: 0.02%~12.8%(平均值6%), Au-P: 0.03%~10.8%(平均值4.1%), De-P: 0.08%~4.8%(平均值2.3%), Org-P: 0.01%~10.8%(平均值3.6%)。總磷定義為上述5種磷形態的總和, 各形態磷占總磷的比例通過兩者的含量比來計算。

表1 沉積物中不同磷形態序列提取流程 Tab. 1 Sequential extraction procedure for partitioning of phosphorus in sediments

2 結果

2.1 沉積物14C定年及沉積速率

根據有孔蟲14C定年結果得到不同深度的年代和線性沉積速率見表2和圖2。深部522.5~532.5 cm之間有孔蟲樣品的平均日歷年齡為22.2 ka BP, 位于末次盛冰期。根據14C定年結果, 末次盛冰期(18~ 24 ka BP)與C08柱樣的393 cm及以下深度相對應; 冰消期(11~18 ka BP)海平面上升, 與238~393 cm的深度范圍相對應; 全新世從約11 ka BP開始(即238 m深度向上), 海平面持續上升, 在約6 ka BP時達到現今海平面位置(圖2)。

表2 C08站點AMS 14C測年與沉積速率 Tab. 2 AMS 14C dating and sedimentation rates in core C08

估算的沉積速率為16.5~32.5 cm/ka, 除在約16.3 ka BP時的最小沉積速率(16.5 cm/ka)外, 在末次盛冰期至冰消期沉積速率隨深度減小而減小。本文的沉積速率與文獻報道的相鄰站點的結果基本一致[7]。

2.2 TOC及d13C

沉積物TOC含量為0.51%~1.34%。在沉積物表層含量為1.34%, 隨深度增加含量逐漸下降, 在192 cm (約8.95 ka BP)TOC含量最低(0.51%), 然后含量迅速增加, 在223 cm處(約10.3 ka BP)達到1.10%(圖2)。在此深度以下, TOC含量在0.94%~1.19%(1.03%±0.06%)小范圍內波動。TOC的δ13C在–22.80‰~ –21.31‰之間, 無明顯的深度變化, 其平均值為–21.88‰± 0.29‰ (圖2)。

2.3 沉積物中磷形態分布

5種磷形態的深度分布見圖2。Ex-P的含量為0.23~0.53 μmol/g, 占總磷的1.6%~3.9%。Ex-P含量隨深度無明顯變化。Fe-P含量為0.19~0.71 μmol/g, 其含量隨深度增加逐漸減小, 在192 cm深度處(約8.95 ka BP)達到極小值0.20 μmol/g, 然后迅速增加, 在202 cm深度(約9.4 ka BP)附近達到極大值0.61 μmol/g。深度從202~282 cm(9.4~12.8 ka BP), Fe-P含量又開始逐漸下降, 達到0.21 μmol/g后保持相對穩定。Au-P含量為2.35~6.94 μmol/g, 從表層到187 cm深度處(約8.7 ka BP), 其含量相對穩定(平均為3.52 μmol/g ± 0.56 μmol/g), 然后其含量隨深度增加迅速增加, 在book=22,ebook=4202 cm深度處(約9.4 ka BP)達到最大值5.41 μmol/g。在此深度以下, Au-P含量在3.1~6.9 μmol/g之間波動。Org-P含量為1.14~3.58 μmol/g, 其含量隨深度增加逐漸下降, 在200 cm深度處(約9.3 ka BP)達到最小值(1.14 μmol/g), 然后在200~202 cm 深度之間(9.3~9.4 ka BP)含量快速增加到2.37 μmol/g。在該深度以下, Org-P含量變化不明顯(平均含量為2.33 μmol/g ± 0.23 μmol/g)。De-P含量范圍為3.58~8.36 μmol/g, 占總磷的37.0%~56.6%。

圖2 C08站點沉積物自末次盛冰期以來的地球化學指標及海平面變化[16] Fig. 2 Geochemical proxies and sea level changes in core C08 since the Last Glacial Maximum[16]

3 討論

3.1 沉積物有機碳的埋藏

邊緣海沉積物中TOC通常為陸源和海源有機碳的混合物。兩者的相對含量可用二端元質量模型來估算:

其中δ13Csample為沉積物樣品TOC的同位素組成, fmar和(1 – fmar)分別為海源有機碳(Cmar)和陸源有機碳book=23,ebook=5(Cterr)占TOC的份數。由于沖繩海槽陸源沉積物物源的復雜性, 難以準確確定該端元的同位素組成(δ13Cterr)。在本研究中, 為了近似地估算fmar, 我們根據文獻報道簡單地給定δ13Cmar和δ13Cterr的端元值分別為–20‰和–26.5‰[17-18]。估算得到的fmar占57%~ 80%(71% ± 4.5%)(圖3), 且隨深度增加fmar無明顯變化, 這表明自末次盛冰期以來, 海平面上升對沉積物中海源有機碳的相對比例均無明顯影響。

圖3 C08站點沉積物陸源有機碳(fterr)和海源有機碳(fmar)占TOC百分份數的垂直分布 Fig. 3 Profiles of percent fractions of terrestrial (fterr) and marine (fmar) organic carbon in the TOC in core C08

自末次盛冰期以來, 海平面上升導致沖繩海槽沉積速率逐漸降低(圖2), 且最小沉積速率區間大致與海平面快速上升期基本吻合。全新世早期以后, 海平面達到最高點, 此后沉積速率基本保持不變, 為穩態的沉積環境。盡管自末次盛冰期以來海平面上升了約120 m, 但沉積速率的變化很小(16.5~32.5 cm/ka)。這可歸因于兩方面的原因: 一方面, 由于溫度升高, 化學風化增強, 長江流域向東海輸入的陸源有機碳增加, 在一定程度上抵消了因海平面上升及沉積速率下降導致的有機碳沉積的減少; 另一方面, 海平面上升后黑潮加強, 使臺灣島東北部河流沉積物輸送增加, 可使沉積物的輸入得到一定程度的補充。

在全新世期間, 隨深度增加TOC含量逐漸降低, 這可歸因于有機碳在埋藏過程中逐漸降解所致。總體而言, 末次盛冰期/冰消期的TOC含量高于全新世期(除表層47 cm外)。這一差異不應是沉積速率以及有機碳活性變化引起的, 因為從末次盛冰期/冰消期到全新世沉積速率變化都很小, fmar無明顯的深度變化也表明有機碳的活性無明顯改變。可能的原因是底水氧化還原環境的改變導致了有機碳埋藏效率的改變。有學者認為[5-7], 在末次盛冰期/冰消期, 由于海平面下降, 黑潮主軸遷移到琉球群島東側, 沖繩海槽水體變為封閉的層化水體, 導致底水缺氧, 該推斷得到了沉積物中硫地球化學的進一步證實。有研究表明[5-6], 末次盛冰期/冰消期沉積物中總硫含量(主要為硫化物)明顯高于全新世沉積物中的含量。這通常是缺氧底水條件下, 沉積物中硫酸鹽還原速率提高, 硫化物積累量增加的結果。進入全新世后, 隨海平面上升, 黑潮主軸返回沖繩海槽, 其底水變為氧化環境。缺氧底水環境下有機碳礦化效率低, 有利于有機碳的埋藏; 氧化性底水環境下有機碳礦化效率高, 不利于有機碳的積累[2,19]。以上因素導致了末次盛冰期/冰消期TOC含量較高。在末次盛冰期/冰消期, TOC含量無明顯的深度變化, 這表明埋藏后的有機碳未經歷明顯的后續成巖礦化。由于底水為缺氧環境, 沉積物孔隙水通常為高還原的硫化(sulfidic)環境, 有利于沉積物中有機碳的長期保存。

在沉積物200 cm深度處(約9.3 ka BP), TOC含量的極小值可能是重力流沉積造成的。結合磷形態以及活性鐵等地球化學證據, 我們初步推斷該不連續性沉積是陸坡的物質坡移導致。

3.2 沉積物中磷形態分布的影響因素

C08站點沉積物中各形態磷占總磷的相對份數(圖4)與其他邊緣海沉積物中的無明顯差異[20-21]。Ex-P為弱結合態的高活性磷[20], C08站點的Ex-P含量僅占總磷的2.60% ± 0.44%(圖4), 這與在大陸架沉book=24,ebook=6積物中Ex-P所占份數很低的特征一致[21]。盡管Ex-P為最具活性的形態, 但該形態隨海平面的上升變化很小。其主要原因是Ex-P含量很低, 沉積環境的改變不足以使其發生明顯變化。

圖4 C08站點沉積物磷形態(Ex-P、Fe-P、Au-P、De-P和Org-P)占總磷百分比隨年代的分布 Fig. 4 Vertical profiles of percent fractions of various phosphorus species in total phosphorus in core C08

由于鐵的氧化還原敏感性以及鐵氧化物的高吸附容量, 鐵的氧化還原對沉積物中磷的循環及形態分布產生重要影響[22]。在氧化的表層沉積物中, 孔隙水磷可被鐵氧化物有效吸附。在沉積物的氧化還原界面上, 鐵的氧化性沉淀還可有效地共沉淀向上擴散的孔隙水磷[23-24]。隨深度增加, 鐵的還原性溶解可導致磷釋放到孔隙水中, 其中一部分可向上擴散進入到上覆水體中, 也可被再次吸附/共沉淀在表層沉積物中, 還有一部分孔隙水磷會形成自生磷礦物[24-25]。因此, 沉積物中Fe-P與鐵的氧化還原循環密切相關。在C08站點, 末次盛冰期/冰消期Fe-P含量明顯低于全新世的含量(圖2), 我們推測這是沖繩海槽底水氧化還原環境變化導致的。末次盛冰期/冰消期沖繩海槽缺氧底水有利于鐵氧化物的還原性溶解和磷的釋放[23,26], 但不利于鐵氧化物在表層沉積物中的氧化性再生及對磷的再吸附[4], 從而導致大量磷可直接釋放到上覆水體中, 最終導致末次盛冰期/冰消期沉積物中Fe-P含量比全新世的低。這說明底水的氧化還原環境對沉積物中Fe-P含量產生重要影響。在整個全新世, 盡管在約200 cm深度(約9.3 ka BP)處存在明顯的Fe-P極小值(見后面解釋), 但總體上隨深度增加Fe-P減小, 這與高活性鐵(FeHR)含量的垂直分布基本一致(圖2), 進一步說明了在缺氧底水條件下鐵氧化物的還原性溶解導致了磷的釋放。在全新世穩定的氧化性底水條件下, 從表層氧化的環境到深部還原的環境提高了FeHR還原性溶解, 從而使得Fe-P隨深度也逐步減小。

Au-P主要為生物磷灰石(包括魚骨和魚牙)和自生磷灰石[27]。在C08站點, Au-P含量占總磷的比例較高(圖4), 在沉積物上部200 cm(約9.3 ka BP)的含量比深部的低(圖2)。這是因為在氧化性底水條件下, 沉積物表層有氧呼吸作用產生的CO2不利于自生磷灰石的形成或增強了Au-P的溶解, 導致了Au-P埋藏量較低[28]。在缺氧底層水條件下, Fe-P還原溶解釋放的磷可部分積累于孔隙水中, 有利于自生磷礦物的形成[24-25], 從而導致了較高的Au-P含量。

在C08站點, Org-P為總磷的重要組成部分(16.6% ± 1.87%), 這與其他許多陸架海沉積物相似[21,29]。Org-P含量與有機質礦化及最終埋藏密切相關, C08站點的Org-P剖面分布與TOC類似(圖2), 二者之間有良好的正相關性(R2= 0.58)(圖5), 這說明TOC的埋藏/礦化是Org-P含量的重要控制因素。在上部200 cm深度(約9.3 ka BP)范圍內, 隨深度增加TOC和Org-P含量同步減少應是兩者逐步礦化的結果。在更深部, TOC和Org-P含量都較高且相對穩定, 這應是在缺氧底水環境下, 沉積物中有機質的礦化作用較弱導致的。

圖5 沉積物中有機磷(Org-P)含量與總有機碳(TOC)含量的相關關系 Fig. 5 Correlations of Org-P versus TOC in the sediments

在C08站點, 所有磷形態中De-P含量最高(平均含量6.65 μmol/g), 該含量低于長江河口及東海陸架沉積物中的含量(6.60~13.74 μmol/g)[29-32]。海洋沉積物中的De-P主要為比重較大的陸源碎屑磷灰石, 多沉積在河口及近海區, 從內陸架到陸坡以外的海區其含量逐步減少, 這是C08站點De-P含量總體上比長江河口及東海陸架海沉積物中低的原因。

從理論上講, 在末次盛冰期, 海平面較低, 河口更接近沖繩海槽, 輸入到沖繩海槽的De-P應較高; 隨海平面的上升, 輸送到沖繩海槽的De-P會逐步減少。據此推測, 末次盛冰期De-P的含量應高于全新世。然而, 前者的含量并不高于后者(圖2)。這可歸因于在末次盛冰期低溫干燥的氣候條件下, 風化作用弱以及河流輸入通量低, 導致了沖繩海槽中De-P的積累并不高。

在巖芯200 cm深度處(約9.3 ka BP), TOC、Fe-P、Org-P、De-P以及FeHR都出現明顯的極小值(圖2)。該深度處對應的海平面上升和沉積速率并無急劇變化, 因此, 該極小值不應是陸源輸入物質性質的快速改變導致; 也不是底水氧化還原環境急劇變化導致, 因為該時期為早全新世, 底水為穩定的氧化環book=25,ebook=7境[5-6]。我們初步推測, 陸坡物質坡移導致重力流沉積, 使得沉積物地球化學性質發生突變。盡管沖繩海槽物質坡移已有報道[7], 然而, 針對C08站點, 我們的推斷還需更多地球化學證據的驗證, 如碎屑礦物的證據。

4 結論

相對于全新世(除表層47 cm外), 末次盛冰期/冰消期的TOC含量較高, 可歸因于該時期沖繩海槽底水為缺氧環境, 有利于有機碳的埋藏; 在全新世, 氧化性的底水環境不利于有機碳積累。從末次盛冰期以來, 沉積速率變化小(16.5~32.5 cm/ka), 對沉積物中有機碳的組成和含量影響也很小。在缺氧底層水環境下, TOC含量無明顯的深度變化, 表明埋藏后的有機碳未經歷明顯的后續成巖礦化。

沖繩海槽沉積物中各形態磷份數與其他邊緣海沉積物無明顯差異。Ex-P含量最低, 隨時間變化不明顯。末次盛冰期/冰消期缺氧底水不利于鐵氧化物的氧化性再生及對磷的再吸附, 導致該時期的Fe-P含量低于全新世。氧化性底水條件可促進Au-P的溶解, 而缺氧底水條件下Fe-P的還原溶解可促進Au-P的形成, 導致了末次盛冰期/冰消期Au-P含量高于全新世。Org-P含量與TOC的正相關性表明有機碳的埋藏/礦化是Org-P的重要控制因素。陸源碎屑向外海傳輸減弱, 使得沖繩海槽沉積物中De-P的含量低于長江河口及東海陸架。氣候條件以及風化作用等影響使得末次盛冰期/冰消期的De-P并不高于全新世的含量。

在約9.3 ka BP(巖芯200 cm深度), 海平面上升和沉積速率無急劇變化, 而TOC、Fe-P、Org-P、De-P以及FeHR在此處均出現明顯的極小值, 這可能是在重力流作用下陸坡物質坡移導致的。

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Characterizing the geochemical properties of organic carbon and phosphorus in the sediments of the middle Okinawa Trough since the Last Glacial Maximum for clarity

MA Kui1, LI Tie1, SUN Zhi-lei2, ZHANG Xian-rong2, LIU Jia-yi3, ZHU Mao-xu1

(1. College of Chemistry and Chemical Engineering, Ocean University of China, Qingdao 266100, China; 2. Qingdao Institute of Marine Geology, Ministry of Natural Resources, Qingdao 266071, China; 3. Qingdao No. 2 Middle School of Shandong Province, Qingdao 266500, China)

We employed elemental and isotope geochemical methods to investigate the geochemical characteristics and influencing factors of organic carbon (OC) and phosphorus (P) in the sediment cores collected from the middle Okinawa Trough. The results showed that the sedimentation rates (16.5~32.5 cm/ka) had only small variations, thereby having no significant effect on the burial of OC. The anoxic bottom water conditions during the last Glacial/Deglacial Maximum promoted the sediment burial of OC as compared the conditions under the oxidative bottom water conditions during the Holocene. The middle sediments of Okinawa Trough have percent fractions of various forms of P that are similar to the sediments present in other marginal seas. The contents of exchangeable or loosely absorbed P (Ex-P) were lower and present at an invariable depth. The anoxic bottom water conditions during the last Glacial/Deglacial Maximum facilitated the reductive dissolution of iron (Fe) oxides, thus leading to the release of Fe-bound P (Fe-P) and the formation of authigenic P (Au-P) forms. Oxic conditions during the Holocene favored the oxidative regeneration of Fe (III) oxides and re-adsorption of P, but dampened the burial of Au-P. A significant linear correlation between total OC (TOC) and organic P (Org-P) indicates that the sediment burial/remineralization of OC exerted an important control on the content of Org-P. The contents of detrital phosphorus (De-P) in the sediments of Okinawa Trough were lower than those in the sediments of the Yangtze Estuary and the East China Sea shelf; this observation could be ascribed to the gradual decrease in the transport of De-P particles from the nearshore areas to the open sea. At about 9.3 ka (depth of 200 cm), mass wasting may have caused abrupt changes in the contents of TOC, Fe-P, Org-P, De-P, and reactive iron.

the Last Glacial Maximum; the middle Okinawa Trough; sediments; organic carbon; phosphorus forms

Mar. 11, 2020

P714+.4

A

1000-3096(2020)11-0019-09

10.11759/hykx20200311001

2020-03-11;

2020-05-06

國家自然科學基金(41776085, 91858208); 中國海洋地質調查局海洋地質調查項目(DD20190819)

[National Natural Science Foundation of China, Nos. 41776085, 91858208; Marine Geological Survey Program of China Geological Survey, No. DD20190819]

馬奎(1992-), 女, 山東棗莊人, 碩士研究生, 主要從事海洋化學研究, E-mail: 924743101@qq.com; 朱茂旭(1967-), 通信作者, 男, 教授, 主要從事海洋化學研究, E-mail: zhumaoxu@ouc.edu.cn

(本文編輯: 康亦兼)