氧同位素在古温度重建及水循环研究中的应用_陈波.pdf

氧同位素在古温度重建及水循环研究中的应用陈波1*,朱茂炎1,21.中国科学院南京地质古生物研究所,生物演化与环境卓越中心,现代古生物学和地层学国家重点实验室,南京 210008;2.中国科学院大学地球与行星科学学院,北京 100049*联系人,E-mail:2022-11-18 收稿,2023-01-29 修回,2023-01-30 接受,2023-02-01 网络版发表国家重点研发计划(2022YFF0800100)、中国科学院战略性先导科技专项(B类)(XDB26000000)和国家自然科学基金(42272025,41921002)资助摘要适宜的温度是宜居地球最基本的要素之一.地质历史时期海水温度演变规律成为揭示地球气候变化和生物演化的关键环境参数.目前,恢复深时古海水温度最常用的技术手段是碳酸盐和磷酸盐矿物化石骨骼的氧同位素组成.但该方法面临成岩蚀变、化石属种的生命效应、区域性海水氧同位素组成差异、海水氧同位素组成是否随时间发生变化等诸多不确定性因素的影响.本文在回顾深时氧同位素古温度计基本原理的基础上,详细评估了成岩蚀变、生命效应、区域性海水同位素组成等不确定性因素对准确重建深时古温度的制约和解决方法;同时,还对应用氧同位素指标开展深时地表和深部水循环研究中的进展与存在的问题进行了探讨.关键词碳酸盐化石,磷酸盐化石,岩石圈,水圈,深部水循环,表层水循环作为地球宜居性的最基本要素,地球海水温度对揭示地球表层环境和生物演化至关重要.地质时期一些重大生物事件往往与温度变化息息相关1,2.例如,海水温度下降到现代赤道海水范围(2530C)3被认为是奥陶纪生物大辐射的重要前提条件4,而异常高温也被认为是造成生物在二叠纪末发生大灭绝5和之后早三叠世延迟复苏的主要原因6.目前,利用保存较好的碳酸盐和磷酸盐质矿物(尤其是腕足类、有孔虫、牙形刺等化石)的氧同位素温度计,是显生宙古温度重建的最主要手段.当前,构成我们对显生宙海水温度演化历史认识的主要依据就是大量的化石氧同位素数据7.然而,化石氧同位素温度计受后期成岩蚀变、化石属种的生命或生态效应、海水氧同位素组成是否随时空变化等诸多因素的影响.这为准确重建深时古温度带来了诸多不确定性,导致不同学者提出的显生宙古海水温度演化曲线存在显著差异79.对这些不确定影响因素进行系统评估,将有助于厘清产生差异存在的原因,明确研究中存在的问题和今后的发展方向.同时,水循环在地球系统中的能量和物质交换发挥着关键作用10,作为岩石圈、大气圈和水圈等圈层的主要组成元素,氧在各个圈层的同位素组成可以很好地记录各个圈层内以及圈层之间水的循环过程,为揭示地球系统演化提供独特的视角.为此,本文详细回顾并探讨深时氧同位素数据在揭示地球表层水循环和深部水循环中的应用与存在的问题.1深时氧同位素古温度重建的基本原理1947年,Urey11首次提出,在碳酸钙沉积过程中,水体温度的变化能够导致碳酸钙的18O/16O比值产生可以测量的变化,因此,通过测量生物成因化石骨骼碳酸钙的18O/16O比值,可以恢复其沉淀期间的温度.随着经典的方解石磷酸反应法在1950年的建立12,这一设想引用格式:陈波,朱茂炎.氧同位素在古温度重建及水循环研究中的应用.科学通报,2023,68:15281543Chen B,Zhu M Y.Oxygen isotope application in paleotemperature reconstruction and water cycle in the deep time(in Chinese).Chin Sci Bull,2023,68:15281543,doi:10.1360/TB-2022-1181 2023中国科学杂志社2023 年第 68 卷第 12 期:1528 1543水循环的地质演变专辑评 述在实验室中变得可以操作.随后大量基于高温矿物-水之间氧的交换实验,或者低温条件下碳酸钙矿物沉淀实验,以及生物成因矿物在已知条件下生长的经验性标定工作,都清晰地揭示,在热平衡同位素分馏条件下,碳酸盐矿物的18O/16O比率只取决于沉淀时期的温度和周围水体的18O/16O值,也就是说,碳酸盐自生矿物与周围水体氧同位素分馏是温度的函数(如文献13).这一函数关系即碳酸盐氧同位素-温度公式,一般可以用二次方程形式表达:Tabc(C)=+(OO)+(OO).(1)18calcite18water18calcite18water2不同方法获得的a、b、c值可能有轻微差别(详见文献14).选用不同的公式通常会导致一些轻微温度差别(图1(a).在实际的古温度重建中,一般需要使用与分析样品最为接近的碳酸盐所获得的氧同位素-温度公式,如浮游有孔虫通常选择Erez和Luz17公式或其他基于现生有孔虫属种得到的公式(详见文献23).与碳酸盐相似,多项研究显示,磷酸盐和水之间的氧同位素交换极快,而且在多重酶的催化条件下,磷酸盐相关的新陈代谢反应是平衡分馏20,24.因此,生物成因磷酸盐与其沉淀时期周围水体之间的氧同位素分馏是温度平衡分馏,可以用于重建古海水温度.通过经验性标定现生磷酸盐壳体和骨骼的氧同位素值与其生长温度和水体氧同位素组成之间的关系,Longinelli和Nuti25首次建立了磷酸盐和水体之间氧同位素分馏与温度的关系:()T(C)=111.44.3 OO,(2)18phosphate18water其中,T是生物的平均生长温度(C),18Ophosphate和18Owater分别是磷酸盐和环境水体的18O值,二者都以维也纳标准平均海水(Vienna Standard Mean OceanWater,VSMOW)为标准报道.式(2)被Kolodny等人20进一步改进为()T(C)=113.34.38OO.(3)18phosphate18waterPucat等人21报道了一个新的磷酸盐氧同位素-温度公式,新公式与旧公式有相似的斜率,但两者之际存在2.2的系统性偏差,对应48C左右的温度差别,可能与采用不同的分析介质(磷酸铋与磷酸银)和标样值给定有关:T(C)=118.7(4.9)4.2(0.2)(O+(22.6O)O).18phosphate18NBS120C18water(4)Lcuyer等人22提出了另一个磷酸盐氧同位素-温度公式:T(C)=117.4(9.5)4.50(0.43)(OO).(5)18phosphate18water同等条件下,式(5)所重建的温度比式(4)的温度低4C左右(图1(b).2深时氧同位素古温度重建的主要材料深时氧同位素分析合适的材料需要具备以下几个因素:(1)氧同位素与海水是热力平衡分馏;(2)对后期成岩有较强的抵制能力;(3)地理分布广、地层时代延限长;(4)在地层中丰度较高(较易获得);(5)生存期间的生态位置明确(如底栖、游泳、浮游);(6)生存环境的信息清楚(海水还是淡水).根据上述特征,实际工作中,有孔虫是新生代主要利用的化石材料,箭石和文石质软体动物是中生代依赖的主要化石,而有绞纲腕足动物壳体则是古生代主要分析的化石.对于磷酸盐化石,古生代和三叠纪主要利用牙形刺化石,而中生代以来主要是鲨鱼牙齿化石26.它们的时代延限和对成岩作用的抵制能力见图2.除了氧同位素外,对中、新生代来说,一些碳酸盐化石特别是有孔虫的Mg/Ca比率27以及一些有机地球化学指标如TEX8628、U37k29也是较为常用古温度恢复指标,它们结合化石氧同位素在精确刻画中、新生代的古海水温度变化、盐度变化等方面发挥了关键作用.3利用氧同位素古温度重建中的主要不确定性因素3.1后期成岩作用对后期成岩作用抵制能力是深时氧同位素分析材料选择最重要的考虑因素.大量的研究显示,有绞纲腕足类主要为低镁方解石组成且具有相对较厚的壳体,对成岩改造有较强的抵制能力,是比较理想的材料30.但不可否认,即使有较强的抵制能力,后期成岩作用仍然可能部分重置化石壳体中原始氧同位素信号,一系列光学、化学方法被用来评估后期成岩蚀变对碳酸盐评 述1529化石影响.目前,最常规应用的方法首先是通过肉眼观察样品的完整性,如化石壳体经历明显硅质交代或发育较大裂隙应该避免进一步取样.通过肉眼检查的样品,可以进一步切片并进行相关的光学(显微镜和扫描电子显微镜)和地球化学分析来确认其保存状态.现代腕足动物壳体中的铁和锰含量一般低于80和140 ppm31(1 ppm=1 g/g).相比之下,成岩流体通常缺氧,其中溶解的Mn2+和Fe2+含量较高,容易取代方解石晶格中Ca2+.因此,如果化石壳体的Mn和Fe浓度显著高于现代腕足图 1主要碳酸盐氧同位素-温度公式13,1519(a)和磷酸盐氧同位素-温度公式2022(b).(b)中箭头指示相同18O值用不同公式21,22可能计算出的不同温度.Kolodny等人20的公式根据新的NBS120b标样值进行了更正Figure 1Comparison of oxygen isotope temperature fractionation equations for carbonate13,1519(a)and phosphate2022(b).Arrows in(b)indicatetemperatures difference calculated for identical 18O value using different equations21,22.Kolodny et al.s20equation is corrected using a correctedvalue for standard NBS120b图 2用于氧同位素温度计主要化石的时代延限(a)和主要化石骨骼对成岩作用的抵制能力(b)Figure 2Time range for main archives for used for oxygen isotope analyses(a)and the rank of diagenetic resistance for key fossils(b)2023 年 4 月第 68 卷第 12 期1530类壳体,说明其可能遭受到某种程度的后期改造.实际工作中,阴极发光显微镜通常被用来揭示腕足化石切片中锰元素的分布.高Mn含量可激活阴极发光,低Fe含量则是猝灭计,因此阴极发光的亮度与Mn/Fe成正比32.一些研究者利用阴极发光指导微细取样,以此来避免成岩作用的影响33.如果后期成岩改造发生在氧化水中,化石壳体也可能不会获得额外的Mn2+,因此也表现出阴极不发光的特征(例如文献34).在这种情况下,筛选可以参考其他标准,成岩改造通常导致壳中硫、钠和锶等元素的丢失,这些微量元素指标也可以用来进行成岩筛选35,36.需要指出的是,微量元素测试并不能完全排除成岩的影响.为此,一些研究人员通过扫描电子显微镜识别在薄片上肉眼看不到的壳体再结晶和胶结特征37.随着分析技术的进步,一些新的蚀变方法也被提出,如透射电子显微镜可以用来研究壳体生长微细结构38,电子背向散射衍射可以用来测试矿物晶体增加的方向39.有孔虫在下沉海底过程中会发生溶解(尤其是房室部分),在与孔隙水、大气淡水接触过程中形成自生碳酸盐胶结物,有孔虫方解石在海底软泥浅埋藏过程中发生重结晶.这些因素都可能重置有孔虫的原始碳、氧同位素组成.这些成岩过程一般通过光学显微镜以及扫描电子显微镜等方法进行评估40.生物成因磷酸盐的18O值被认为比低镁方解石更能抵制成岩作用的影响(图2)14,41,因为磷酸盐和水之间的氧交换在常温环境下极端缓慢20,42.尽管高温可能会导致同位素交换加速,但研究显示,牙形刺的18O值与颜色变化指数(指示沉积物高温埋藏温度)之间并无系统相关性43,表明高温并不一定会导致磷灰石与外界发生氧同位素交换.常规用于评估腕足方解石保存状态的手段,如微量元素含量或者阴极发光等,被证明并不能有效识别磷酸盐与周围水体的氧交换43.实际工作中,全球同时期剖面的氧同位素记录表现出相似的绝对值和/或变化趋势,也可以被认为是原始信号良好保存的证据43.3.2同位素热动力平衡分馏Lowenstam30研究了21个现代有绞纲腕足壳体后认为,腕足类与周围海水之间的同位素大致是热动力平衡的.随后,一些研究发现,腕足壳体次生层的同位素与海水之间大致接近动力学分馏平衡,但原生层和一些特殊的位置如肌肉迹、腕骨存在不平衡现象31,44.近来,更高分辨率的同位素分析发现,现生腕足类壳体的第二层表层也存在氧同位素不平衡分馏,只有第二层底层和第三层才是平衡分馏45.在腕足类化石壳体研究中,是否存在氧同位素平衡分馏也存在争议33,36,46.最近,Brand等人47系统总结了全球范围内现生腕足类壳体的18O值数据发现腕足类壳体的18O值与非生物成因且热动力平衡分馏方解石之间,在现代海水温度范围存在几乎恒定(1)的偏差,在更正这一系统偏差后,重新拟合的温度公式依然可以重建精确腕足生存期间的温度.也就是说,无机成因方解石和生物成因方解石的热动力平衡分馏可能存在差异.其他的一些化石门类,如箭石、有孔虫的氧同位素与海水存在热动力平衡分馏,但平衡系数可能与腕足类或无机方解石有差异,如箭石的18O值明显比同期腕足类壳体高1.548.此外,同一门类但不同属种化石间的平衡系数也存在差异23(这种由于生物生命过程中新陈代谢作用造成不同属种之间稳定同位素分馏差异,称为同位素生命效应(vital effects).这一现象的存在说明,在古温度重建时,不同门类化石和甚至同一门类不同属种化石需要谨慎选用碳酸盐氧同位素-温度公式.磷酸盐的氧同位素分馏机制相对争议较少.早期的经验标定发现,鱼牙齿和鱼骨骼的18O值同周围水体18O的差值与温度呈线性负相关关系20,4951(图1(b).随后的实验工作揭示,磷酸盐与水之间的氧同位素交换极快,且在一些酶的催化条件下,磷酸盐相关的新陈代谢反应是温度平衡分馏24.3.3海水18O值及其区域差异海相生物成因碳酸盐和磷酸盐的氧同位素组成主要取决于其沉淀期间周围温度和海水18O值,而海水的18O值则受控于蒸发强度、淡水的注入量以及高纬度冰川量等水文条件(图3).蒸发一般会优先带走海水中的16O,导致18O在海水里富集;而大量淡水的注入则会降低海水中18O值(图3).同时,由于水蒸气在从低纬度向高纬度转移过程中,凝缩降雨过程会选择性地沉降18O富集的水蒸气,造成高纬度或者高海拔雨水的18O值越来越低(图3).一般来说,高的蒸发强度会造成干旱地区表层海水相对高的盐度和氧同位素值(现代红海的18O值为+2),而靠近河流入海口或高纬度海洋,由于大量的淡水输入,其盐度和氧同位素值相对较低(北冰洋海水的18O值为2).因此,海水的18O值与纬度相关,大致用如下公式表示54:18Osw(评 述1531VSMOW)=0.576+0.041x0.0017x2+1.35105x3(回归拟合优度R=0.9).由于保存于冰川中的淡水大都源自18O极端亏损的高纬度和高海拔降雨,因此高纬度和高海拔地区的冰川规模是影响全球海水氧同位素组成的另一个重要因素(图3).一般情况下,大规模冰川发育会造成海水18O值上升;相反,大规模冰川消融(淡水注入海洋)则会降低海水18O值.例如,从末次最大冰期到全新世的冰川消融被认为导致海水氧同位素值下降155,对应120130 m的海平面下降56.由于深时海水18O初始值往往未知,在古温度恢复中,研究者一般假设温室气候期的海水18O值为157,冰室期为0或者+155.但这样的假定是一种简化的折中方案,因为即使是现代表层海水的氧同位素组成也非完全均一(如南大洋为0.5,北大西洋副热带高压带控制下的海水为+1.4).此外,现代陆表海与开放大洋海水之间也存在明显的18O值差异,陆表海的温度比同纬度开放大洋海水温度更高、季节性也更强58,这一现象在深时陆表海的研究中也有发现59,60.这些都说明,深时陆表海18O值和温度可能显著偏离同纬度开放大洋,因此通常的假定(海水氧同位素值为1、0或者+157)可能过高地估计了陆表海水的18O值.鉴于大部分深时氧同位素数据都来自沉积于陆表海的地层,古生代一些异常低的18O值可能反映了陆表海较低海水的18O值,或者相对开放海水,具有更高的温度和更强季节性气候条件58.影响氧同位素古温度重建的另一个重要不确定性因素是海水的18O值是否随时间发生变化,这是地球科学领域长期争论的话题.主要有两种观点:(1)海水和洋壳的相互作用(在洋中脊,高温水-岩反应增加海水18O值,洋壳的低温水-岩反应降低海水18O值),将海水18O值一直缓冲在02左右(VSMOW)61.(2)地质时期,海水18O值随时间变化,年代越久远,值越低.这一结论主要基于海水中沉淀的自生矿物,如年代越久远,海相碳酸盐、硅酸盐、铁氧化物的18O值越低62,63.针这一长期趋势,目前有3种不同的解释:(1)图 3地表水循环过程中不同水库大小和氧同位素值.橙色向上箭头指示蒸发作用增加海水氧同位值;蓝色向下箭头值指示河水径流降低海水氧同位值.数据来源于文献52,53Figure 3Reservoir sizes,fluxes in the meteoric water cycle and oxygen isotope values of different waters.The orange upward arrow indicates thatevaporation increases seawater oxygen isotope ratios,while the blue downward arrow indicates that river runoff decreases oxygen isotope ratios.Dataare from Refs.52,532023 年 4 月第 68 卷第 12 期1532海水18O值是不变的,碳酸盐等自生矿物的18O值由太古宙至现在的增加反映了早期海洋温度较高,随后逐渐变冷64,65;(2)海水温度未发生较大变化,早期海水18O值低反映了地球早期低温水-岩反应更占优势66;(3)后期成岩作用导致的结果,时间越久远岩石遭受成岩改造越强67.4显生宙化石氧同位素记录和海水古温度重建经过学者共同努力,目前已积累了大量的化石氧同位素数据68(超过22000个碳酸盐质化石氧同位素数据和4600个磷酸盐化石数据).Grossman和Joachimski7对这些数据进行了严格的成岩评估,其中约11000个碳酸盐化石和4500个磷酸盐化石数据通过评估被认为保存了原始海水信号.这些筛选的数据显示磷酸盐和碳酸盐氧同位素展现出基本相同的演化趋势(图4),二者在阶一级平均值之间相关性系数R2为0.6677,显示出强相关性.这种强相关性从另一个侧面证实,两组数据忠实地记录了深时海水温度的变化.如上所述,海水的18O值是否随时间变化对深时古温度重建有重要的影响.如图5所示,Vrard和Veizer69研究的温度曲线是基于海水18O值随时间变化的观点(显生宙增了673),因此其重建的温度要明显低于其他的曲线.在一些地球历史时期如晚奥陶世、宾西法图 4显生宙磷酸盐和碳酸盐化石氧同位素记录数据来源7.温度计算分别依据磷酸盐21和碳酸盐16的公式Figure 4Phosphate and carbonate oxygen isotope record for the Phanerozoic7.Temperature reconstruction based on equation for phosphate21andcarbonate16,respectively评 述1533尼亚亚纪、早白垩世,其重建海水温度低于10C(图5,浅蓝线),明显低于现代由后生造礁生物所构成的碳酸盐沉积温度范围(20C)74.此外,采用不同的温度换算公式也可能导致明显的温度差异.如图5所示,Gross-man和Joachimski7(深蓝线)与Song等人9(紫线)的曲线,在早古生代出现几乎恒定的差异就与采用不同公式(前者采用文献21,后者采用文献22)有关.Scotese等人8的曲线综合了以氧同位素古温度和气候敏感沉积物纬度分布为基础的古气候重建,其曲线在古生代和晚新生代较少出现极端波动(图5,红线).此外,Gross-man和Joachimski7曲线详细评估了冰川量和样品的纬度等对海水氧同位素影响与化石门类之间氧同位素分馏差异,并进行了相应的更正.如果假定海水的18O值在显生宙保持不变(约1),晚寒武世-早奥陶世的重建古温度将高达45C(图5,深蓝线、紫色线),大大超过了现生多细胞真核动物的忍受范围(38C).尽管一些证据,如热液改造的蛇绿岩75和泥岩的18O值76、碳酸盐团簇同位素77和流体包裹体78等数据,支持早古生代相对高的温度和低的海水18O值.如果这些解释成立,那就意味着晚寒武-早奥陶世的后生动物须生存在超过38C异常高温状态,即说明当时的后生生物具有不同的生理机制可以适应高温,但目前似乎没有生物学证据支持这一假设.这些温度曲线一般符合其他数据所指示的气候变化,较低的温度对应冰川沉积记录指示的冰室期(晚奥陶世、晚石炭-早二叠世、新生代)(图5),与pCO2曲线71也存较好的耦合关系,虽然波动的时间存在一些差异(图5).此外,尽管数据相对较稀疏,新兴的团簇同位素70所重建的温度也大致符合目前的温度曲线.5氧同位素记录在深时水循环研究中的应用5.1氧同位素记录在深时表层水循环研究中的应用从全球分布来看,地球表层系统中的水97%来自海洋,0.001%来自大气,其余存储在冰盖或者地下水库中.地球表面86%的蒸发和78%的降雨发生在海洋79,这8%差值构成陆地降雨的主要水汽来源.因此,海洋是地表水文循环的主体.地表水循环研究中的关键问题是对水的气、液、固态转换过程和影响研究10,主要包括:(1)低纬区的水汽转换,体现为以季风降水为代表的水文循环80,这一过程比较复杂.目前研究主要集中在新生代,如Jian等人81发现,西太平洋暖池区表层海水剩余氧同位素(18O)与暖池热含量变化一致,两者均与中国石笋记录的大气降雨18O值在岁差周期上一图 5不同显生宙低纬度古温度重建79,69对比及其与团簇同位素温度70、pCO271、冰川沉积纬度分布之间的关系72Figure 5Comparison of different temperature curves79,69with clumped isotope temperature70,pCO2record71,and latitudinal distribution ofglaciation record722023 年 4 月第 68 卷第 12 期1534致变化,即暖池海洋热含量增大对应海水18O变重(海水蒸发增强)、石笋18O值变轻(相邻陆地季风降雨增加).该研究显示,岁差辐射量驱动的暖池热含量变化能够调控海洋水汽的蒸发、辐合以及向陆地的转移传输,从能量学角度阐释了低纬海洋过程在气候演变中的驱动作用.(2)高纬区的冰-水转换体现为冰盖的消长和由此决定的海平面升降.在深时主要体现在冰期-间冰期的转换,与这一过程相关的研究比较成熟,化石氧同位素方法在这个过程中发挥了重要作用.显生宙化石氧同位素重建显示,氧同位素的高值一般对应冰室期,如晚奥陶世冰期、晚古生代冰期、新生代冰期(图5).Chen等人82发现,在早二叠世中晚期华南的牙形刺氧同位素值下降了2,这一下降被解释为晚古生代冰期结束(冰川消融)的标志.通过与新生代末次最大冰期类比,他们将其中1的下降解释为气候变暖(海水升温4C),另外1的下降解释为海水的18O值增加(对应于100 m海平面上升,依据新生代研究,海水的18O值每变化0.1对应于10 m的海平面变化55).这些结论某种程度上基于经验性推测,缺乏独立数据的严格限定.一些学者试图利用氧同位素结合其他手段(比如替代性的测温指标,如有孔虫的Mg/Ca比率27),来对化石氧同位素变化中温度组成和海水氧同位素变化组成进行区分.这一手段在新生代的应用较广泛,也相对成熟27,对地质年代更久远的地层则相对困难.但是,一些学者开展过有意义的尝试,如Joa-chimski等人83发现,在晚古生代冰期中,高纬度冰川消涨控制的低纬度沉积旋回中,牙形刺18O值变化幅度为1.7,与更新世一个冰期旋回基本相似,由此推测,晚古生代冰期冰川发育导致海平面波动与更新世相似,约为120 m.通过腕足化石18O值结合新兴碳酸盐团簇同位素(47)测温技术(直接反映碳酸盐沉淀时温度),Finnegan等人84认为,晚奥陶世赫兰特冰期,热带表层海水温度为28C,而海水18O值为23,意味着赫兰特期的冰量与更新世最大冰期(海水18O值=1)相当,甚至更高84.另外,化石氧同位素结合精确的生物地层限定,可以对海洋盆地盐度和水文循环情况进行重建.例如,通过对北美中大陆陆表海近岸到远岸不同区域的氧同位素对比研究发现,在干旱气候条件下,不同区域的18O没有明显的差别,海洋没有明显的盐度梯度(图6);但在湿润的气候条件下,由于较高河水径流量,导致近岸环境的盐度明显降低,陆表海盆地呈现明显的盐度梯度78(图6).值得指出的是,海洋盐度变化实际上综合了水循环中多种复杂因素变量(如蒸发、降雨、径流),在某种程度被认为是大自然的雨量计91.监测海洋盐度变化,实际上可以为我们提供全球水循环长期变化的关键信息92.由于主导区域海水的18O值和盐度的最主要因素都是区域性蒸发-降水平衡,两者通常紧密相关,也被称为海水18O值的盐度效应.如果从化石氧同位素的变化中能精确地区分出海水18O值变化(温度变化能采用其他测温手段独立限定),我们就可以从中推测海水盐度变化的信息,但应当看到,由于降雨的纬度效应93和其他过程(如海冰形成)对海水18O和盐度的影响存在差异,导致海水18O与盐度关系并不存在全球一致性,且在季节、年度和年际时间尺度上也有所差异94,因此这种方法也存在不确定性.随着一些新兴古盐度指标(如页岩的硼含量和同位素)95的出现,将来有可能通过直接的海水盐度重建来追踪深时水循环的变化.在深时古温度重建中,一个让人关注的问题是气候变化与地表水循环之间的关系.由于水蒸气压(持水能力)对温度的非线性依赖性,一般认为,随着温度升高,水循环会加强,降水会增大.最近,Pratap和Marko-nis96系统性回顾了新近纪以来水循环与温度之间的关系,发现大多数古气候记录都显示,气候变暖时,水文循环加剧,在气候变冷时水文循环减弱,但水循环对气候的响应并非全球均一,展现明显的空间差异96.三叠纪卡尼湿润(洪水)期(约237227 Ma)的研究表明,气候的干湿转变对应牙形刺18O值记录的海水温度升高(4C),并伴随碳同位素负漂移和海洋缺氧,说明卡尼期气候变暖导致水文循环加剧和环境恶化,最终导致生物多样性下降97,98.相似的现象也见于二叠-三叠系界线(251.9 Ma).氧同位素记录表明,这一时期海水温度升高(约810C)5,6,升温加速了水循环,导致热带降水和特提斯洋的季风活动增强,促使海水垂直分层加强、富营养化、局部海水缺氧,最终导致生物在二叠纪最末期灾难性大灭绝5,6,99.由于缺乏有效的手段限定深时水循环变化,显生宙所有极端气候阶段是否必然伴随水循环剧烈变化,以及它们之间的因果联系和对地球系统的深远影响,还需要更多研究来揭示.5.2氧同位素记录在深时深部水循环研究中的应用在更大的时空尺度上,地球的水循环涉及地球的深部过程.水占地球质量含量可能少于0.3%,但微量的评 述1535水能通过不同的方式对地球的长期演化产生重要影响.深部水循环(deep water cycling)主要指水从地表随消减带俯冲到地幔(regassing),又通过火山作用从地幔回到地表(degassing)的循环过程.从长期来看,通过俯冲进入地幔的表层水远远多于通过火山去气作用回到地表的水,即地表到地幔的水循环是一个净流入过程,预计通量约为310144.51014g/a100.据此估算,45亿年以来,俯冲可能将大约11.5个目前大洋水量的水带入地幔100,与目前估计的整个地幔所含水量相当.水能降低软流圈的黏滞系数,是开启岩石圈板块运动的关键因素101.而俯冲将表层水持续性带到地幔导致的海平面下降可能帮助大陆地壳出露于海平面之上102,后者导致地表剥蚀风化和陆地水循环的启动,最终导致大气CO2含量下降、地球化学循环重组和大气氧化,因此深部水循环及其相关的板块构造过程在塑造地球宜居性方面发挥了重要作用103.氧是地球上最丰富的元素,深部水循环中的相关氧交换是示踪岩石圈和水圈等主要储层之间相互作用的有效手段,其中一个最重要的观察窗口是海水氧同位素组成的变化.前文已经提到,低温条件下,低温水-岩反应产物倾向于从水体中获取18O,导致海水18O值降低;但在热液高温条件下(250350C),水-岩反应向海水输入18O,导致海水的18O值增高.因此,海水18O值与洋中脊体系中高、低温水岩作用的相对强度相关,而后者又与全球板块的扩张速率有关61,63.目前,主流观点认为,高温热液洋壳水-岩反应是海洋18O值主控因素,其次是大陆风化61.但Kanzaki104,105通过水岩相互作用与扩散二维数值模型认为,洋中脊扩张过程中,水-岩交换是非完全反应,洋壳与海水的18O值变化并不完全耦合,洋中脊高温热液水-岩反应对海水18O输入的贡献,即从地幔到表层水圈的氧通量,远远小于原来的假定.因此,大陆化学风化作用和页岩形成是控制海水氧同位素组成最决定性的因素.碳酸盐岩等自生矿物记录的18O值随年代变新而增加(图7,由太古代约12增加到现今约0),可能解释为时间越久远,岩石遭受成岩改造越强75,76或者由气候驱动的大陆风化体系变化115.Herwartz等人116通过研究太古宙早期沉积物的三氧同位素,对早期地球图 6氧同位素重建北美中大陆陆表海宾夕法尼亚纪古盐度和水文变化.橘色数据显示,潮湿气候条件下,降水增加,河流径流增大,导致陆表海内离岸越近,盐度越低;紫色数据指示,干旱条件下则无此现象.图片修改自文献59,数据来源为文献35,51,59,83,8590Figure 6Oxygen isotope data constrained the paleo-salinity and hydrological condition across North America mid-continental epicontinental seaduring the Pennsylvanian.The orange data show that enhanced precipitation and river runoff,resulting in lower salinity in near-coastal epicontinentalsea under humid conditions,While the purple data show no such distinct salinity difference under arid conditions.The image was revised from Ref.59.Data are from Refs.35,51,59,83,85902023 年 4 月第 68 卷第 12 期1536海水较低的18O值给出新的解释.他们认为,早期地球大气富含二氧化碳,导致当时洋壳发生强烈碳酸盐化和硅酸盐岩风化,消耗大量18O,导致海水中18O值较低.由此推测当时海水温度相对较高;而海水18O值在大约30亿年前快速下降至与现代海水相似的值(0),可能与板块运动开启后,新的碳储库建立和大陆风化作用增加导致大气CO2急剧下降有关116,117.与之相反,Johnson和Wing118认为,早期地球的海水18O值相对较高(3.30.1,32.4亿年),随后在25亿年前下降到现代海水值.他们认为,新太古代(3025亿年)之前,地球缺乏大规模出露于海平面之上的大陆壳;但在新太古代前后,大陆开始高出海平面,陆地风化作用由此开启,并导致海水的18O值降低,地球水循环在这一时期也经历了重大变化.尽管对海水的氧同位素是否随时间变化,学界仍然存在激烈的争论,多种氧同位素体系的耦合变化似乎支持如下解释:随大陆壳抬升到海平面之上并维持在相对稳定的平均高度110,119,120,现代水循环以及大陆风化体系开始建立113;页岩从大气淡水中获取18O,随后被俯冲到地球深部,俯冲带岩浆被沉积混合后导致了地壳平均成分的快速变化,这一过程被记录为陆壳锆石和花岗岩18O的增加(图7119,121).另一方面,陆地剥蚀风化和水循环的启动(图7113),可能促使陆源营养物质(如磷)的风化通量增加,引起海洋初级生产力提高和有机碳埋藏量增加,最终导致氧气在大气中积聚,触发了大氧化事件114(图7,约2422亿年前).最近一项研究显示,上部地幔的氧同位素组成自太古代以来轻微地下降了约0.2(图7),但17O没有变化106.考虑大陆岩石圈地幔的体积比陆壳要大得多,地幔18O值轻微的下降可能是导致陆壳和海水18O值图 7深时大陆岩石圈地幔106、陆壳锆石107、花岗岩108、页岩108、海相碳酸盐岩、硅质岩、磷酸盐岩氧同位素记录109与大陆抬升110、板块运动111,112、陆地水循环的开启113、植物登陆和冰期、大氧化事件等114重大地质事件之间的关系.橘色代表大陆岩石圈地幔氧同位素数据,刻度在左侧Figure 7Relationship between evolution trend of the oxygen isotopes from the continental lithospheric mantle106,continental crust zircon107,granite108,shale108,marine carbonate rocks,siliceous rocks and phosphate109in deep time with emergence of continental crust110,onset of platetectonics111,112,terrestrial water cycle113,plant terrestrialization and glaciation,the Great Oxidation event114.Note that the orange represents thecontinental lithospheric mantle oxygen isotope data and the scale is on the left评 述1537随地质年代变新而逐渐增加的原因108(图7).有趣的是,研究显示,陆生植物在志留纪(4.3亿年)登陆导致稳定河流系统形成、高地风化作用增强、细颗粒风化产物(如泥)增多,植物及其根茎系统的出现减缓风化产物由源-汇沉积过程,导致风化强度增加和水-岩接触时间增加,促使泥岩从周围水体中获得更多的18O,最终在海洋沉淀形成18O值高的泥岩.这些泥岩被消减到地球深部后,最终导致岩浆的18O值增高(图7),表明表层生物圈革新以及相关的水循环调整也可能显著影响深部岩石圈122.以上研究说明,各个圈层的氧同位素记录及其耦合关系,在揭示深时深部水循环和各个圈层之间物质、能量循环过程以及与重大地质事件关系作用方面能够发挥独特的作用.6总结与展望碳酸盐和磷酸盐质化石氧同位素在准确重建深时古温度应用中,面临成岩蚀变、同位素生命效应、区域性海水18O值差异、深时海水的18O值未知等诸多因素的影响.学术界的长期努力使得目前积累了海量的数据,对这些数据的不确定性评估以及不同气候记录之间的对比(如pCO2、冰川沉积纬度分布)研究显示,化石氧同位素提供了目前最为可靠和完整的显生宙古海水温度记录.这一记录清晰地揭示出显生宙气候发生过多次由温室到冰室的重大气候波动,但对绝对古温度重建受限于海水18O值等的未知问题还存在诸多争议.一些新