摘要：地球表面超过百分之七十被海洋覆盖,海底沉积物如同一部连续书写的编年史,记录着地球气候变迁、生物演化、构造运动和海洋环流的历史信息。古海洋学通过分析这些沉积物中保存的化学、物理和生物学证据,重建过去数百万年乃至数亿年的海洋和气候状态。深海钻探计划自二十世纪六十年

地球表面超过百分之七十被海洋覆盖,海底沉积物如同一部连续书写的编年史,记录着地球气候变迁、生物演化、构造运动和海洋环流的历史信息。古海洋学通过分析这些沉积物中保存的化学、物理和生物学证据,重建过去数百万年乃至数亿年的海洋和气候状态。深海钻探计划自二十世纪六十年代开展以来,从全球各大洋盆取得了数以万计的沉积岩芯,这些岩芯样品成为理解地球系统演化的宝贵资料。沉积物中的微体化石、同位素组成、磁性矿物、有机分子等各类指标,各自携带着特定的环境信息。解读这些信息需要地质学、化学、物理学和生物学的综合知识,也需要建立从观测现象到古环境参数的定量关系。本文将探讨海洋沉积物如何形成、保存和传递古环境信息,重点分析几类主要的沉积物记录及其定量解释方法,展示古海洋学家如何从微观的化学信号推断宏观的气候变化。

海洋沉积物按来源可分为陆源碎屑、生物成因、火山成因和宇宙成因几类。陆源碎屑主要来自大陆风化剥蚀,通过河流输送或风力搬运进入海洋,其矿物组成反映源区的岩石类型和气候条件。生物成因沉积物由海洋生物的硬体部分积累而成,包括钙质软泥和硅质软泥。钙质软泥主要由有孔虫和颗石藻的碳酸钙壳体组成,在水深小于约四千米的海域广泛分布,因为深海碳酸钙补偿深度以下碳酸钙会溶解。硅质软泥由硅藻和放射虫的蛋白石骨骼构成,常见于高纬度和赤道上升流区域,这些区域营养盐丰富,硅质生物繁盛。火山灰层可以作为等时标志层用于地层对比,宇宙尘埃虽然量少但富含特征元素如铱,可指示地外撞击事件。

沉积速率是理解沉积物记录时间分辨率的关键参数。深海远洋沉积物的沉积速率通常为每千年数厘米到数十厘米,而大陆边缘和浊流沉积的速率可达每千年数米。沉积速率越慢,单位厚度的沉积物代表的时间越长,时间分辨率越低,但另一方面也意味着沉积环境相对稳定,化学信号的后期改造较少。沉积速率可以通过多种方法测定,包括放射性同位素定年、磁性地层学和轨道调谐。碳十四定年适用于最近五万年的沉积物,铀系定年可延伸到约五十万年,更古老的沉积物则依赖古地磁反转序列和米兰科维奇旋回的识别。米兰科维奇理论认为地球轨道参数的周期性变化驱动冰期-间冰期旋回,这些周期在沉积物的氧同位素、碳酸钙含量等指标中有清晰记录,通过将观测曲线与理论日照曲线对比,可以建立精确的年代标尺。

沉积物在沉积后会经历早期成岩作用,包括压实、溶解-再沉淀、有机质降解等过程,这些过程可能改变原始信号。例如,孔隙水中的氧气耗尽后,硫酸盐还原菌将硫酸根还原为硫化氢,改变沉积物的氧化还原环境,影响铁锰等元素的赋存状态。有机质在微生物作用下分解,释放出氨、甲烷和二氧化碳,使孔隙水的化学组成显著偏离海水。这些成岩过程在近表层数米到数十米范围内最为活跃,必须在解释古环境信号时予以考虑。某些化学指标如硼同位素、镁钙比等对温度和pH值敏感,但也可能受成岩改造影响,需要通过显微观察、矿物学分析和孔隙水化学测试来评估保存状态。

氧同位素比值是古海洋学中应用最广泛的指标之一。海水中的氧有两种稳定同位素,氧十六和氧十八,它们的丰度比记为δ^18O,定义为样品中^18O/^16O比值与标准物质比值的千分偏差,即δ^18O = ((^18O/^16O)_样品 / (^18O/^16O)_标准 - 1) × 1000。在海洋生物形成碳酸钙壳体时,氧同位素会发生分馏,分馏程度与温度有关。尤雷在一九四七年从理论上推导了同位素分馏与温度的关系,认为重同位素优先进入低温相。对于碳酸钙-水体系,分馏系数α = (^18O/^16O)_碳酸钙 / (^18O/^16O)_水 可以表示为1000 * ln(α) ≈ A * (10^6 / T^2) + B,其中T是绝对温度,A和B是经验常数。这一关系被埃普斯坦等人在一九五三年通过实验室培养和天然样品校准,得到了适用于不同生物的具体方程。

然而氧同位素信号包含两个效应:温度效应和冰盖效应。冰盖效应源于水循环中的同位素分馏。海水蒸发时,轻同位素^16O优先进入水汽,导致降水中^18O含量较低。当大量降雪在极地堆积成冰盖时,贫^18O的水被固定在陆地,使海水δ^18O升高。冰期时全球海平面下降约一百二十米,对应海水δ^18O增加约一点二个千分点。因此底栖有孔虫的δ^18O记录同时反映了深海温度和全球冰量变化。由于深海温度在冰期-间冰期变化较小,底栖有孔虫δ^18O主要指示冰量,成为重建古海平面的重要手段。浮游有孔虫生活在表层海水,其δ^18O记录包含表层水温信息,但仍受冰盖效应影响。为了分离温度和冰量效应,需要结合其他独立的温度指标如镁钙比。

利用氧同位素记录,科学家建立了第四纪以来的全球地层框架,识别出一百多个海洋同位素期。其中奇数期为间冰期,偶数期为冰期,最近的间冰期是海洋同位素第一期,距今约一万年开始。氧同位素曲线显示了四万一千年、二万三千年和十万年的周期性,分别对应地轴倾角、岁差和偏心率的变化周期。特别是最近八十万年,地球气候以十万年周期的冰期-间冰期旋回为主,这一转变称为中更新世气候转型,其机制仍在研究之中。氧同位素记录不仅重建了冰量变化,也为其他古环境代用指标提供了年代框架,使不同地点、不同类型的记录能够相互对比,揭示全球气候变化的时空模式。

碳也有两种稳定同位素,碳十二和碳十三,其比值表示为δ^13C,定义方式与氧同位素类似。海水溶解无机碳的δ^13C受多个过程控制。光合作用优先利用轻同位素^12C,使有机质的δ^13C比海水低约二十个千分点,而残留在海水中的溶解无机碳δ^13C升高。因此表层海水的δ^13C与初级生产力正相关。有机质沉降到深海,被氧化分解释放出贫^13C的二氧化碳,使深层海水δ^13C降低。大洋表层与深层δ^13C的差异反映了生物泵的效率,即光合作用固定碳并通过颗粒沉降将碳输送到深海的能力。浮游有孔虫和底栖有孔虫的δ^13C差异可以指示古海洋的垂直碳梯度,进而推断古生产力。

大气二氧化碳浓度与海洋碳储库密切相关。冰期时大气二氧化碳浓度从间冰期的约二百八十ppm降至约一百九十ppm,这一变化在南极冰芯气泡中有精确记录。海洋碳同位素记录帮助解释这一变化的机制。一种假说认为,冰期时南大洋深层水上涌减弱,减少了深海碳向大气的释放。另一假说强调生物泵效率的提高,可能由于铁肥效应增强了浮游植物生长。铁是浮游植物的限制性营养元素,冰期时大陆粉尘输入增加,为海洋提供了更多铁,促进了光合作用。马丁在一九九零年提出铁假说后,多次大洋施铁实验证实了铁对浮游植物的促进作用,但其在冰期二氧化碳降低中的贡献仍有争议。

碳酸盐溶解和碳酸钙补偿深度的变化也影响海洋碳储存。海水中碳酸钙的溶解度与压力和二氧化碳浓度有关,可以用溶解度积常数K_sp表示,K_sp = [Ca^2+] * [CO_3^2-]。当海水中钙离子和碳酸根离子浓度的乘积低于K_sp时,碳酸钙溶解。深海高压和低温使二氧化碳溶解度增加,碳酸根浓度降低,导致碳酸钙在某一深度以下开始溶解,这一深度称为碳酸钙溶跃线。碳酸钙补偿深度是碳酸钙沉积速率等于溶解速率的深度,通常比溶跃线深数百米。冰期时碳酸钙补偿深度上升,说明深海水体碳酸盐离子浓度降低,这与深海碳储库增加一致。通过分析不同水深沉积物中碳酸钙的保存程度,可以重建古碳酸钙补偿深度,进而约束海洋碳酸盐化学的变化。

有孔虫、颗石藻、硅藻、放射虫等浮游微体化石的种属组成和丰度变化提供了丰富的古环境信息。不同种类的浮游生物对温度、盐度、营养盐等环境因子有不同的适应范围,通过现代海洋中的生态分布研究,可以建立种属组成与环境参数的转换函数。转换函数方法由因布里等人在一九七一年提出,利用多元统计将化石组合与现代观测数据关联,估算古温度、古盐度等参数。这一方法假设生物对环境的响应在地质时间尺度上保持稳定,也假设沉积物中的化石组合真实代表了当时的生物群落,没有受到搬运、溶解等作用的严重干扰。

极地有孔虫种Neogloboquadrina pachyderma的左旋型在冷水中占优势,其相对丰度可以指示海表温度。热带种Globigerinoides ruber和Globigerinoides sacculifer在温暖海域繁盛,它们的出现标志着温暖期。通过统计不同种属的百分比,应用因子分析、主成分分析等多变量方法,可以定量估算古海表温度,精度可达一到二摄氏度。近年来发展的人工神经网络和贝叶斯方法进一步提高了重建的可靠性。这些定量重建显示,末次盛冰期时热带海表温度比现今低二到四摄氏度,高纬度降温更显著,达到十摄氏度以上,与气候模式模拟的结果基本一致。

微体化石的壳体形态和大小也携带环境信息。有孔虫壳体的气室数、卷曲方式、表面纹饰等特征在不同环境下有系统变化。例如,浮游有孔虫Globorotalia truncatulinoides在温暖海域倾向于右旋,冷水中左旋,这种不对称性可能与科里奥利力或海流方向有关。颗石藻的颗石盘大小与生长速率和碳酸盐饱和度相关,冰期时颗石盘普遍变小,可能反映了海洋酸化或营养条件变化。硅藻的种类组成指示水团性质和上升流强度,某些种类如Chaetoceros孢子大量出现指示高生产力事件。通过综合多类微体化石的信息,可以重建古海洋的温度、盐度、营养盐、上升流、水团混合等多个方面,绘制出过去海洋环境的立体图景。

有机地球化学分析沉积物中保存的生物标志化合物,这些化合物是生物体特定代谢途径的产物,在沉积物中可以保存数百万年。长链不饱和酮是颗石藻光合作用的副产物,其不饱和度与生长温度有关。英国布里斯托尔大学的布拉索小组在一九八六年首次从沉积物中提取出长链烯酮,并发现其不饱和度指数U^k_37与海表温度线性相关,关系式为U^k_37 = (C_37:2 - C_37:4) / (C_37:2 + C_37:3 + C_37:4) ≈ 0.034 * T + 0.039,其中C_37:2、C_37:3、C_37:4分别代表含三十七个碳原子且有两、三、四个不饱和键的烯酮浓度,T是温度。这一指标称为烯酮不饱和度古温度计,其优点是不受盐度和冰盖效应影响,直接反映海表温度。

四醚脂是古菌细胞膜的组成成分,其结构中环戊烷环的数量随生长温度增加而增加,这一现象被发展为TEX_86古温度计。TEX_86指数定义为TEX_86 = ([GDGT-2] + [GDGT-3] + [Cren']) / ([GDGT-1] + [GDGT-2] + [GDGT-3] + [Cren']),其中GDGT代表甘油二烷基甘油四醚,Cren'是五环异构体。通过现代海洋沉积物的校准,得到TEX_86与海表温度的经验关系,可以重建古海表温度。四醚脂在陆地和海洋环境中都有产生,因此必须区分来源,通常通过分析分支四醚脂与异戊二烯四醚脂的比值来评估陆源输入的贡献。

正构烷烃的碳优势指数反映陆源有机质输入。高等植物的叶蜡中富含奇数碳的长链烷烃,如二十七、二十九、三十一碳烷烃,而海洋浮游生物产生的烷烃链长较短且无明显奇偶优势。通过计算奇偶优势OEP = (C_27 + C_29 + C_31) / (C_26 + C_28 + C_30),可以判断沉积物中陆源与海源有机质的相对贡献。类胡萝卜素降解产物如异戊二烯基甲基萘指示浮游植物类型,某些结构特征的类胡萝卜素只在特定藻类中合成,成为追踪古生产力和生态结构的工具。

有机地球化学指标的应用需要考虑保存条件。有机质在氧化环境中容易降解,在还原环境如缺氧盆地或快速埋藏条件下保存较好。生物标志化合物在成岩过程中可能发生热蚀变,特别是在深埋或高地热流区域,需要通过成熟度指标如甾烷异构化比值来评估。分子化石与传统的化石记录互补,前者可以检测不产生硬体化石的生物,如蓝细菌、绿硫细菌等,拓展了古生态重建的范围。结合无机地球化学和生物标志化合物,可以更全面地理解古海洋的初级生产力、食物网结构和生物地球化学循环。

地球磁场在地质历史上多次发生反转,磁极的南北互换在全球范围内同时发生,因此磁性反转事件是理想的等时标志。沉积物中的磁性矿物在沉积时记录了当时地磁场的方向,通过测量剩余磁化强度和方向,可以识别出正极性和反极性带,与标准地磁极性年表对比,确定沉积物的年代。磁性地层学在深海沉积物定年中应用广泛,特别是在缺乏微体化石或碳酸钙溶解严重的沉积物中,成为唯一可靠的定年手段。

磁性矿物主要是磁铁矿和磁赤铁矿,它们的含量和粒度受沉积环境控制。磁化率是单位体积物质在外磁场中获得的磁化强度,与磁性矿物含量正相关,常用作沉积物来源和气候变化的指标。中国黄土高原的黄土-古土壤序列中,古土壤层磁化率高,黄土层磁化率低,这一差异反映了成土作用强度,进而指示气候的冷暖变化。古土壤形成于温暖湿润的间冰期,成土过程中形成了更多的磁性矿物。通过磁化率曲线与氧同位素曲线对比,建立了黄土序列的年代框架,揭示了东亚季风演化与全球冰期旋回的联系。

磁性矿物的粒度和类型还提供古环流和氧化还原条件的信息。单畴磁铁矿具有稳定的剩余磁性,是古地磁研究的理想载体。多畴磁铁矿和超顺磁颗粒则导致磁性不稳定。通过磁滞回线、等温剩余磁化曲线、热退磁曲线等岩石磁学实验,可以识别磁性矿物的种类和粒度分布。胶黄铁矿在还原环境中形成,其存在指示缺氧条件。磁赤铁矿是氧化环境的产物,常见于红色沉积物。磁性参数的垂直和空间变化反映了古氧化还原界面的波动、沉积速率变化和物源区风化强度等信息,为古海洋环境重建提供了独特视角。

有孔虫壳体中的微量元素含量与生长时海水的温度、盐度、碳酸盐化学等参数相关。镁钙比是应用最广泛的古温度指标之一。镁离子和钙离子都以二价阳离子形式进入碳酸钙晶格,镁的分配系数随温度升高而增大。对于浮游有孔虫,Mg/Ca ≈ 0.38 * exp(0.09 * T),其中T是温度,单位为摄氏度,Mg/Ca单位为毫摩尔每摩尔。这一关系通过实验室培养和沉积物岩芯顶部样品校准得到。镁钙比不受全球冰量影响,因此结合氧同位素和镁钙比,可以分离出温度和冰量信号,独立重建古海表温度和古海水δ^18O。

锶钙比反映海水锶含量和碳酸钙沉积速率。锶的分配系数随温度和碳酸盐饱和度变化,但影响因素复杂,应用受限。钡钙比与海洋生产力相关,因为钡在海洋中的循环与颗粒有机质沉降有关。高生产力区域,颗粒物吸附和携带更多钡,沉积物中钡钙比升高。镉钙比是营养盐指标,镉在海洋中的分布与磷酸盐相似,都在表层被生物利用,深层富集。底栖有孔虫壳体中的镉含量反映了底层水的镉浓度,进而指示深海水团的营养盐状况和通风程度。

铀系同位素不平衡提供了精确定年工具。铀二三四和铀二三八的半衰期差异巨大,它们的衰变链中产生钍二三零、镤二三一等子体同位素,在封闭体系中这些同位素逐渐达到放射性平衡。测量铀钍比值可以定年碳酸钙样品,适用于数千到数十万年的时间范围。这一方法在珊瑚、洞穴石笋和有孔虫定年中广泛应用,为建立精确的古气候时间序列提供了基础。铀系定年的精度可达千分之一,远高于碳十四定年,使得能够分辨千年甚至百年尺度的气候事件,如突发性气候变化、Heinrich事件等。

沉积物记录虽然信息丰富,但也存在多种局限性。沉积间断、生物扰动、成岩改造都可能破坏或模糊原始信号。沉积间断在大洋底部普遍存在,由于底流侵蚀、溶解或沉积速率为零造成地层缺失。生物扰动是底栖生物在沉积物表层活动,混合不同时代的沉积物,降低时间分辨率。在深海,生物扰动层厚度通常为十厘米左右,对应数千到数万年的混合,这限制了高分辨率古气候重建。某些快速沉积的环境如陆坡、河口,生物扰动影响相对较小,能保存年际到十年际的气候信号。

每种古环境代用指标都有其适用范围和潜在误差。氧同位素受温度和冰量双重影响,在分离两者时依赖镁钙比等独立温度指标,但镁钙比本身受盐度、碳酸根离子浓度、有孔虫种属和壳体大小影响,校准关系在不同地区可能不同。烯酮古温度计假设颗石藻的生长季节和水深恒定,但实际上季节性和生产力变化会导致偏差。微体化石转换函数假设生物生态位不随时间变化,但进化、灭绝和迁移都可能破坏这一假设,特别是在长时间尺度。因此单一指标的解释需要谨慎,多指标综合分析成为标准做法。

不同指标相互验证和互补是提高古环境重建可靠性的关键。例如,通过对比同一样品的氧同位素、镁钙比、烯酮和四醚脂古温度计,可以检验重建的一致性,识别异常值。如果多个独立指标指向相同的温度变化趋势,结论的可信度大大提高。地理上不同地点的记录对比可以区分区域信号和全球信号,识别气候变化的空间模式。海洋沉积物记录与冰芯、石笋、树轮、珊瑚等其他古气候档案的比较,揭示了陆地-海洋-大气系统的相互作用,深化了对地球系统动力学的理解。数值模式模拟为古气候重建提供了理论框架和机制检验,模式-数据对比是当前古气候研究的前沿方向。

海洋沉积物作为地球历史的档案,承载着气候变迁、生物演化和地质过程的多重信息。通过氧碳同位素分析、微体化石群落研究、生物标志化合物测定、磁性地层学和微量元素比值测量等多种方法,古海洋学家能够从微观的化学和生物信号中提取宏观的环境参数,重建过去百万年甚至更长时间的海洋和气候状态。每种方法都有其理论基础、适用条件和潜在误差,单一指标往往难以给出确定答案,需要多指标综合和相互验证。沉积物记录的时间分辨率和保存质量受沉积速率、生物扰动和成岩作用制约,在解释时必须充分考虑这些因素。尽管存在局限,沉积物记录仍是理解地球系统长期演化不可替代的工具。冰期旋回的发现、米兰科维奇理论的验证、突发性气候变化的识别、海洋碳循环的重建,这些古海洋学的成就深刻影响了我们对气候系统的认识。随着分析技术的进步和多学科交叉的深入,沉积物档案将继续为理解过去、预测未来提供坚实的科学基础。地球正面临快速的人为气候变化,理解过去自然气候变率的幅度、速率和机制,对于评估未来变化的可能情景具有重要意义。古海洋学通过揭示地球系统在不同边界条件下的响应模式,为气候模式的验证和改进提供了关键约束,也为人类社会应对气候变化提供了长时间尺度的参照系。沉积物中记录的每一个化学信号、每一枚微体化石、每一次磁性反转,都是解读地球历史的密码,等待着科学家用日益精进的技术和理论去破译,最终拼凑出地球系统演化的完整图景。

来源：扫地僧说科学一点号