文漢鋒，趙楠鈺，劉成程，周鵬超，王國楨，晏宏

1. 中國科學院地球環(huán)境研究所，黃土與第四紀地質國家重點實驗室，西安 710061

2. 中國科學院大學，北京 100049

3. 北京師范大學地球科學前沿交叉研究中心，北京 100875

氣候的季節(jié)和年際變化是地球氣候系統(tǒng)中的重要組成部分，通常會對生態(tài)環(huán)境及人類生活造成巨大的影響[1-3]。由于器測資料的短缺，限制了對不同氣候背景下季節(jié)和年際氣候變化的了解[4-7]。古氣候重建記錄是對現(xiàn)代器測資料的一個重要補充，有助于了解過去的氣候動力學機制及預測未來的氣候變化[8-9]。但大多數(shù)古氣候載體，如深海沉積物[10]、黃土[11]、冰心[12]等的時間分辨率較低，不足以用于重建過去季節(jié)和年際尺度的氣候變化。雖然年分辨率的陸地樹輪古氣候記錄在過去幾十年里得到了快速發(fā)展，但是擁有季節(jié)分辨率，能夠討論季節(jié)尺度變化的古氣候記錄，除了少量海洋珊瑚和雙殼類外，仍然非常稀少[13]。因此，發(fā)展高分辨率氣候研究載體，增加對季節(jié)和年際尺度氣候變化的了解，是當前古氣候研究的重要任務之一[13]。

硨磲作為海洋中最大的雙殼類貝殼，廣泛分布于熱帶印度洋—太平洋區(qū)域，自始新世起就是淺海珊瑚礁生態(tài)系統(tǒng)的重要組成部分[14-15]。幼年硨磲在變形發(fā)育后，一般會固著在透光較好的淺海環(huán)境（珊瑚礁），與蟲黃藻共生，進行生長繁殖直至死亡，隨后在原地埋藏[16]。與珊瑚相比，雖然單個硨磲殼體所提供的時間窗口較小，但硨磲有比珊瑚更致密的內(nèi)層殼體[17-19]，具有較強的抵抗外部侵蝕的能力[20-21]，且硨磲內(nèi)層殼體通常具有連續(xù)的年生長紋層[22-24]和天生長紋層[19,25-27]。此外，硨磲樣品的時間連續(xù)性較好，死亡后其殼體會直接沉積在珊瑚礁盤中，在珊瑚礁中從上往下采集，可獲得到較為連續(xù)的化石硨磲沉積序列。相對于其他雙殼類，硨磲生長較快，殼體大，生長紋層較寬，有潛力提供高精度的年代學框架和高分辨率的地球化學信息[25,28-30]，可與其他長尺度的低分辨率古氣候資料互補。

硨磲獨特的生活習性和特殊的殼體結構，表明其有潛力成為高分辨率的古氣候研究載體。這種潛力最近幾十年里逐步得到了開發(fā)，硨磲年生長速率、天生長速率、氧同位素（δ18Oc）、Sr/Ca、Mg/Ca、Fe/Ca等生物地球化學指標均被嘗試用來重建過去海洋氣候環(huán)境變化[18,31-36]，δ18Oc則是硨磲古氣候研究中最為常用的指標。已有研究表明，硨磲殼體的氧同位素體系在沉積過程中與周圍海水達到了平衡分餾，殼體δ18Oc主要受海水氧同位素（δ18Ow）及海表面溫度（SST, Sea Surface Temperature）的影響[25,27-28,37-38]。但在不同區(qū)域，由于溫度和降水的配置差別，殼體氧同位素變化的主控因素及分餾方程，通常也會有一些差異[9,23,25,33,39-40]。因此，在利用硨磲氧同位素進行古氣候重建之前，通常需要利用現(xiàn)代器測資料，對硨磲殼體氧同位素分餾進行解析和校準[28,41]。

此外，精確的年代學框架是利用硨磲氧同位素進行古氣候重建的前提。在以往的硨磲古氣候研究中，學者們通常利用硨磲的年生長紋層或者氧同位素的年周期變化來約束年代學框架[39,41-43]。然而，在西太平洋暖池區(qū)域（WPWP, Western Pacific Warm Pool），SST常呈現(xiàn)雙峰模式，且SST的季節(jié)性相對較小，導致硨磲在冬夏季節(jié)的生長差異不明顯，殼體內(nèi)層的年紋層不清晰，很難利用殼體年紋層來確定硨磲氧同位素的年代學框架[18,39]。同時，WPWP區(qū)域較小的SST季節(jié)性也使得SST變化對δ18Oc的影響減弱，而WPWP區(qū)域頻繁的對流活動和充沛降水則會使海水表層的δ18Ow發(fā)生較大的變化[44-45]，使得海水δ18Ow對硨磲內(nèi)層殼體δ18Oc產(chǎn)生的變化可能會超過由SST帶來的影響，導致難以根據(jù)δ18Oc的年周期變化來約束年代學框架[46]。因此，在WPWP區(qū)域的硨磲古氣候研究中，根據(jù)硨磲殼體的年生長紋層或δ18Oc年周期來確定硨磲殼體元素的年代學框架有較大的不確定性。

帕勞處于WPWP西北邊緣，該區(qū)域的年際氣候受厄爾尼諾和南方濤動（ENSO，El Ni?o and Southern Oscillation）的顯著影響，在厄爾尼諾活動期間（El Ni?o），帕勞 SST 通常較低，降水偏少[47-50]。帕勞群島擁有豐富的珊瑚礁資源[51]，其珊瑚礁盤具有豐富的硨磲殼體資源，可為開展古氣候研究提供豐富的材料[52-53]。利用珊瑚和硬骨海綿開展帕勞地區(qū)古氣候重建的研究已有部分報道[54-59]，但使用海洋雙殼類進行高分辨率古氣候重建的工作則較為稀少，尤其是尚未開展有效的現(xiàn)代硨磲高分辨率氧同位素的校準工作[60-62]。P?tzold等[60]曾通過對帕勞大硨磲的研究發(fā)現(xiàn)，帕勞硨磲的內(nèi)層具有年紋層和天紋層，并根據(jù)殼體δ18Oc的變化和前人建立的δ18Oc-SST公式[23]對周邊SST進行了簡單估算，得出帕勞硨磲氧同位素體系在殼體形成過程中可能與周圍海水環(huán)境達到了同位素分餾平衡，其殼體氧同位素的變化可以反映周圍SST和δ18Ow變化的結論。隨后，Jew等[61]對在帕勞當?shù)乜脊胚z址采集的化石番紅硨磲進行了δ18Oc分析，并結合前人利用其他地區(qū)硨磲或海洋生物碳酸鹽建立的氧同位素與溫度的轉換公式[28]，估算了過去600年部分時段帕勞附近海域的SST。但是，該研究存在明顯的不足，樣品分析的時間分辨率較低，而且沒有充分考慮海水δ18Ow變化對殼體δ18Oc的影響，導致其重建的SST存在較大不確定性。

針對上述問題，本研究對采自帕勞群島的現(xiàn)代庫氏硨磲（T. gigas, Tridacna gigas）樣本PL-1進行了激光共聚焦成像和高分辨率的氧同位素分析。利用激光共聚焦成像獲得的殼體天紋層，得到了該硨磲的生長時間跨度（約13年）以及天生長速率的變化。隨后，利用天紋層的約束，對氧同位素的年代學框架進行了標定，獲得了帕勞硨磲約13年的月分辨率δ18Oc序列（1999—2012年）。進一步分析發(fā)現(xiàn)，帕勞硨磲內(nèi)層殼體δ18Oc在一定程度上記錄了ENSO活動導致的區(qū)域水文氣候變化，表明帕勞硨磲殼體的天紋層和高分辨率的氧同位素有潛力用于重建區(qū)域水文氣候變化歷史，以及熱帶太平洋的ENSO活動。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況

帕勞位于WPWP 西北部邊緣（7°13'N、133°14'E），菲律賓以東約700 km，關島東南約1 300 km[50-51]（圖1）。由8個主島，12個中型島嶼及數(shù)百個小島組成[50-51]。科羅爾島處于西向北赤道流（主島以北）和東向流北赤道逆流（主島以南）的交匯處，11月至次年3月常盛行東北信風，4月至5月期間風向會發(fā)生變化，6月至10月則盛行南—西南季風，區(qū)域年際尺度氣候變化受ENSO的影響顯著[47,50,63-64]。

為分析帕勞現(xiàn)代氣候變化特征，本次研究收集了帕勞科羅爾機場的降水資料（https://www.ncdc.noaa.gov/IPS/lcd/lcd.html?_page=1&state=PI&stationID=40309&_），再分析格點數(shù)據(jù)IGOSS SST（http://iridl.ldeo.columbia.edu/SOURCES/.IGOSS/.nmc/.Reyn_SmithOIv 2/.monthly/.sst/），SODA 3.3.1的鹽度資料（SSS, Sea Surface Salinity, http://apdrc.soest.hawaii.edu/dods/public_data/SODA/soda_3.3.1/）以及與ENSO相關的部分指數(shù)，如南方濤動指數(shù)（SOI, Southern Oscillation Index, https://psl.noaa.gov/data/climateindices/），海洋尼諾指數(shù)（ONI, Ocean Ni?o Index, https://origin.cpc.ncep.noaa.gov/products/analysis_monitoring/ensostuff/ONI_v 5.php），多元ENSO 指數(shù)（MEI, Multivariate ENSO Index,https://www.psl.noaa.gov/enso/mei/）等資料。以上數(shù)據(jù)的時間分辨率均為月，為更好地分析帕勞年際尺度的氣候變化特征，對SST、SSS及MEI曲線進行了12點滑動平均處理（圖2）；此外，經(jīng)分析獲得了帕勞20年（1995—2015年）的SST、SSS及降水量的平均態(tài)（圖3）。

1.2 樣品前處理及激光共聚焦成像

本次用于實驗的樣品為采自帕勞的現(xiàn)代活體T.gigasPL-1，采集時間為2012年10月，長約58 cm，寬約32 cm。樣品PL-1自野外采集回來后，首先用水沖洗殼體表面，將其在水中浸泡1～2天，用刷子去除其內(nèi)部殘余的軟組織，然后使用去離子水清洗4～5遍，放入烘箱，在40 ℃環(huán)境下烘干。最后沿殼體的切割線（圖4a），從鉸合區(qū)至殼體邊緣切下一個2～3 cm厚的薄板，再從薄板中選取內(nèi)層生長較為規(guī)則的部分，制作薄片進行激光共聚焦圖像拍攝和穩(wěn)定同位素分析（圖4b）。

圖1 西北太平洋2月（最冷月）與6月（最暖月）平均SST分布（1955—2017年）和帕勞位置示意圖圖中白色標記點為帕勞，SST數(shù)據(jù)來自WOA：http://odv.awi.de/data/ocean/Fig.1 The monthly average SST of February （coldest month） and June （warmest month） in the northwestern Pacific（1955—2017） and the location of PalauThe location of the Palau is marked by white point , SST data is obtained from WOA: http://odv.awi.de/data/ocean/

激光共聚焦成像在中國科學院地球環(huán)境研究所完成，使用激光共聚焦顯微鏡（A1HD25：A1-SHS-LFOV）進行圖像拍攝。使用磨盤及砂紙將制好的硨磲內(nèi)層薄片表面磨平，在樣品薄片表面沒有明顯劃痕后，使用直徑為1 μm的拋光膏進行拋光，完成后將其放入純水浴中超聲清洗30 min，并晾干。將處理好的薄片放置于激光共聚焦顯微鏡載物臺上，選擇一個大致垂直生長紋層的方向，畫好標記線，標示內(nèi)層邊緣至外層方向，隨后對整個樣品薄片進行激光共聚焦圖像拍攝，確定硨磲的天紋層數(shù)及其天生長速率。在穩(wěn)定同位素粉末采樣完成之后，再次對樣品薄片進行激光共聚焦成像，確定氧同位素采樣的位置及其可能對應的天紋層，以此建立相對合理的硨磲內(nèi)層殼體δ18Oc的年代學框架。

圖2 帕勞器測資料和ENSO指數(shù)的對比（1995—2015年）a. 帕勞月平均SST記錄，b. 帕勞月平均SSS記錄，c. MEI記錄，d. ONI記錄，e. 帕勞月平均降水記錄；圖中a、b、c中的粗實線均為12點滑動平均曲線，圖d中紅色和藍色虛線分別為El Ni?o事件（0.5 ℃）和La Ni?a事件（-0.5 ℃）的檢測閾值，淡紅色陰影表示El Ni?o事件。Fig.2 The comparison of instrumental data of Palau with indices of ENSO （1995—2015）a. monthly average SST of Palau, b. monthly average SSS of Palau, c. MEI, d. ONI, e. monthly average Precipitation of Palau. The thick lines in Fig.2a, b and c are the 12-point moving average curves; The red and blue dotted lines in the Fig.2d mark the threshold value for El Ni?o event （0.5 ℃） and La Ni?a event（-0.5 ℃）, respectively. The light red shading represents El Ni?o event.

圖3 1995—2015年帕勞多年月平均SSS（a）、SST（b）和降水（c）Fig.3 The multi-a monthly average SSS （a）, SST （b） and Precipitation （c） of Palau （1995—2015）

1.3 穩(wěn)定同位素分析

根據(jù)PL-1的激光共聚焦圖像顯示，該殼體在幼年期生長較快（約0.5～0.8 mm/month），成年期生長較慢（約0.3 mm/month）；加上采樣條件的限制，為獲得較高分辨率（至少達到月分辨率）的粉末樣[52]，本研究設置前400個樣品的采樣間隔為0.1 mm（成年期），后326個樣品的采樣間隔為0.15 mm（幼年期），取樣深度約0.08 mm，長度約2 mm。將樣品薄片固定在實驗室自主研發(fā)的微區(qū)取樣儀上，用酒精將表面清潔干凈之后，使用直徑為0.5 mm的微鉆從內(nèi)層至外層邊緣（圖4b），平行于殼體生長方向進行取樣。每次采樣需盡量保證采樣方向與紋層延伸方向垂直，而且要求盡可能少的切換采樣方向，以減少重復樣品的干擾。在對下一個樣品進行采集之前，使用清潔球將上一個樣品的殘余粉末去除干凈，樣品采集成功后使用一次性硫酸紙將其轉入特制的玻璃瓶中以備穩(wěn)定同位素分析。

圖4 帕勞硨磲PL-1殼體（a）、內(nèi)層薄片（b）及內(nèi)層激光共聚焦圖像（c）Fig.4 Photograph of T. gigas PL-1（a）, slab of PL-1（b）, and laser scanning confocal image of inner shell（c）

穩(wěn)定同位素分析測試在中國科學院地球環(huán)境研究所完成。使用配備有Kiel IV碳酸鹽裝置的DEVLTA V ADVANTAGE同位素比率質譜儀進行測試。選擇的實驗室標準樣品為GBW04405，結果以相對于V-PDB標準的千分之偏差（δ）表示：

試驗的外精度約為0.102‰（n=130, 1σ）。

2 結果

2.1 硨磲內(nèi)層殼體激光共聚焦成像及年代學框架

硨磲內(nèi)層殼體的激光共聚焦圖像表現(xiàn)為熒光亮帶和暗帶交替出現(xiàn)，暗帶寬度約為亮帶的2～4倍（圖4c）。此外，殼體共聚焦圖像還偶爾會出現(xiàn)熒光超亮帶，可能與該地區(qū)營養(yǎng)物質的突然增多有關[35]（圖4c）。熒光亮帶和暗帶可能分別代表沉積較窄的夜晚和沉積較寬的白天，一組熒光亮帶和暗帶為殼體一天的生長增量，其寬度可通過軟件（CooRecorder v9.3）獲得[46]。

為減小天紋層計數(shù)及紋層寬度與采樣距離之間的誤差，由2人對天紋層數(shù)及寬度進行了共4次統(tǒng)計。統(tǒng)計結果表明，帕勞硨磲PL-1內(nèi)層總計有4 975個天紋層，約生長了13.63 a，4次統(tǒng)計的總紋層數(shù)一倍標準偏差為41 d，年平均一倍標準偏差約為3 d/a。內(nèi)層殼體總生長厚度約為80.59 mm，日生長速率約為3～60 μm/d，平均日生長速率約為16 μm/d。平均年生長速率約為6.52 mm/a，大于大堡礁棕櫚島庫氏硨磲的3 mm/a[65]，與南海南部庫氏硨磲的5.8 mm/a[46]、蘇拉威西島磷硨磲的第二生長階段約6 mm/a 相近[40]。

采樣完成后的共聚焦圖像顯示，氧同位素粉末樣品自內(nèi)層邊緣約55層（約0.67 mm）開始采集，至超出內(nèi)層約26層（約0.53 mm），重復采樣的天紋層約96層（約1.85 mm）。因此，氧同位素粉末樣品覆蓋的內(nèi)層天紋層層數(shù)約為4 920層（約79.92 mm），共約13.48 a?？鄢貜筒蓸拥奶旒y層數(shù)寬度后，實際粉末樣采樣長度（86.53 mm）與相應覆蓋的天紋層長度相差約6.61 mm，長度誤差約為8.27%（6.61/79.92）。結合天紋層和PL-1的采集時間，確定采集的粉末樣覆蓋時間約為2012年8月—1999年2月，并據(jù)此對帕勞硨磲PL-1的氧同位素年代學進行了標定（圖5b），使用軟件AnalySeries 2.0.8對氧同位素進行12點/年插值，得到了月分辨率的氧同位素序列（圖 5c）。

2.2 氧同位素

通過高分辨率的穩(wěn)定同位素分析，得到了PL-1的氧同位素記錄，采樣長度總計約為88.9 mm，共分析726個粉末樣品。δ18Oc的最大值為-1.327‰，最小值為-2.665‰，平均值為-1.935‰，δ18Oc曲線呈現(xiàn)出毛刺狀的峰和谷（圖5a）。前人研究認為氧同位素的低值谷和高值峰可能分別對應溫暖濕潤的夏季和相對涼爽干燥的冬季[25,37]。Jones等[14]在研究Rose Atoll的長硨磲時，發(fā)現(xiàn)δ18Oc的變化振幅在其性成熟前后會發(fā)生較大的改變，認為是硨磲對能量的利用由早期側重生長轉化到了晚期側重生殖，導致δ18Oc波動范圍變小。但這一現(xiàn)象在后期的多個硨磲氧同位素研究中均未觀測到，可能是因為前述研究者在采樣過程中沒有考慮硨磲生長速率的變化，采用的采樣方法不合理所導致[14,66]。插值結果顯示，帕勞硨磲PL-1的δ18Oc呈現(xiàn)低值雙谷模式，δ18Oc的年振幅范圍約為0.39‰～0.84‰，平均年振幅約為0.615‰（圖5c），且沒有觀測到數(shù)值或振幅隨殼體生長而發(fā)生明顯改變的現(xiàn)象（圖5a）。因此，可以推斷帕勞硨磲PL-1的性成熟并不會顯著改變其殼體的氧同位素變化。

圖5 PL-1內(nèi)層δ18Oc（a）、δ18Oc年齡模型（b）、12點插值的δ18Oc（c）、內(nèi)層殼體的年生長速率（d）Fig.5 The δ18Oc profile （a）, the chronology of δ18Oc profile （b）, the 12-point profile of δ18Oc （c） and the annual growth rate of inner shell of PL-1 （d）

3 討論

3.1 確定δ18Oc的年代學框架

在古氣候研究中，確定古氣候載體的年代學框架是研究氣候變化的前提。Aharon等[23]通過透射光發(fā)現(xiàn)了巴布亞新幾內(nèi)亞的化石硨磲內(nèi)層殼體具有明暗交替的條紋，結合氧同位素分析，認為這是內(nèi)層殼體在冬季有機質積累較多，夏季有機質積累較少而使殼體內(nèi)層顯示出明暗交替的季節(jié)性生長紋層[37]。這種明暗相間的年紋層，通?？梢杂糜谙鄬δ甏鷮W的標定，為硨磲古氣候研究提供準確的年代學框架[31,41]。

但在本研究中使用的帕勞現(xiàn)代庫氏硨磲PL-1的生長截面上，并沒有觀察到這種清晰可見的年紋層（圖4b）。通過對比分析發(fā)現(xiàn)，現(xiàn)代硨磲年紋層的清晰度可能與硨磲棲息地氣候的季節(jié)性變化幅度有關，冬夏溫差或降水差越大，殼體的年紋層通常越清晰[18,39,65]。已有研究中，具有清晰年紋層的現(xiàn)代硨磲，通常來自平均SST年較差（SST最高月與最低月之差）較大的地區(qū)，如日本石垣島（約為10 ℃）[24]、琉球群島（約為 9 ℃）[27,31]、中國南海西沙（約為 5 ℃）[33]、美國薩摩亞群島（約為6 ℃）[66]、澳大利亞棕櫚島（約為 8 ℃）[65]、新喀里多尼亞（約為 9 ℃）[25]等。而來自SST年較差小于3 ℃區(qū)域的現(xiàn)代硨磲，如印度尼西亞蘇拉威西島（約為1.75 ℃）[40]、巴布亞新幾內(nèi)亞Huon半島（約為1.5 ℃）[18,23,39]等，則通常難以觀察到清晰可見的年紋層。

帕勞處于熱帶區(qū)域，多年月平均SST常大于28.5 ℃，SST 平均年較差約為1.6 ℃（1995—2015 年）。即使是在1997—1998年的ENSO事件中，帕勞月平均SST的最大振幅也僅約4 ℃[67]。較小的氣候季節(jié)性差異，導致硨磲內(nèi)層在不同季節(jié)的碳酸鹽沉積差異不明顯，PL-1內(nèi)層薄片僅能觀察到模糊的年紋層。因此，如果在本次研究中使用硨磲的年紋層來標定帕勞硨磲PL-1氧同位素的年代學框架，可能會導致較大的定年誤差。

除了年紋層外，天生長紋層也在部分硨磲中被觀測到[37]。研究人員通過掃描電鏡[60]、光學顯微鏡[27,40,43,68]、高頻無創(chuàng)瓣膜計[36]等方法相繼發(fā)現(xiàn)了硨磲殼體的天紋層。最近Yan等[35]和Ma等[46]使用激光共聚焦成像對南海庫氏硨磲殼體進行了觀察分析，發(fā)現(xiàn)硨磲內(nèi)層殼體在顯微圖像中交替出現(xiàn)熒光亮帶和暗帶，認為可能分別代表了沉積有機質較多的夜晚和有機質較少的白天，相鄰亮帶之間的寬度約為5～60 μm。此外，通過多種交叉檢驗發(fā)現(xiàn)，南海硨磲殼體的天紋層沒有明顯的缺層現(xiàn)象[35,46]。同時，巴布亞新幾內(nèi)亞地區(qū)的硨磲殼體內(nèi)層的天紋層也沒有發(fā)現(xiàn)明顯的缺層現(xiàn)象[37,40]。

通過激光共聚焦顯微成像，發(fā)現(xiàn)帕勞硨磲存在較為清晰的天生長紋層，可為標定氧同位素序列的年代學框架提供輔助[18]。根據(jù)激光共聚焦成像和采樣記錄顯示，實際氧同位素采樣長度與相應的天紋層寬度相差約6.61 mm。分析該誤差可能來自兩個方面：一方面源自統(tǒng)計天紋層寬度時所產(chǎn)生的誤差，包括統(tǒng)計平行紋層時產(chǎn)生的累計誤差，以及在天紋層延展方向變化較大的區(qū)域切換統(tǒng)計紋層的方向所導致的偏差；另一方面來自粉末樣的采集，難以保證氧同位素的采樣方向與微小天紋層的延展方向完全垂直，使得每個氧同位素粉末樣品所代表的天紋層有所重疊，最終導致氧同位素的采樣距離比天紋層統(tǒng)計得到的長度略長。在本研究中，采取下述幾種方法來減小和校準這種誤差：①由兩個工作人員對紋層數(shù)及寬度進行多次統(tǒng)計，減少紋層天數(shù)上的誤差；②在統(tǒng)計紋層寬度時，選擇天紋層較為清晰、平直的區(qū)域，統(tǒng)計時盡可能地保持相鄰兩個紋層之間相互垂直，并盡量減少切換統(tǒng)計紋層方向的次數(shù)，在少量圖像不清晰的地方，以相鄰紋層寬度為參考，等間距延伸；③選擇采集粉末樣品的方向盡量與天紋層的延展方向垂直；④結合采樣記錄，在扣除粉末樣品重復覆蓋的天紋層寬度后，將兩者之間的誤差平均分配給4 920個天紋層，可得到累計天紋層長度與采樣記錄長度相同的距離坐標。在完成校準后，利用天紋層，結合活體硨磲樣本PL-1的采集時間（2012年10月），根據(jù)每年365天的紋層增量，即可對同位素樣品所代表的碳酸鹽生長時間點和時間跨度進行標定，獲得氧同位素序列的年代學框架（圖5b）。

通常情況下，硨磲的生長速率會隨硨磲的生長逐漸降低[40,43,65]。帕勞硨磲PL-1的天紋層結果顯示，該硨磲在第一年生長速率較慢，約為4.66 mm/a。在其2～4齡時，生長速率較快，年生長速率平均約為7.67 mm/a（圖5d）。4齡以后平均年生長速率約為6.1 mm/a。殼體氧同位素的年代學標定結果顯示，在硨磲幼年期（1～4 a），每個氧同位素粉末樣代表的時間跨度約為6～10 d；在成年期后（約4齡以后），每個粉末樣代表的時間跨度約為20～24 d。雖然每一個氧同位素數(shù)據(jù)代表的時間跨度有所差別，但是每個氧同位素數(shù)據(jù)跨越的時間范圍基本都在1個月以內(nèi)，數(shù)據(jù)的真實時間分辨率高于月分辨率。

3.2 殼體 δ18Oc的影響因素

硨磲氧同位素的研究始于20世紀80年代，Aharon等[17]利用巴布亞新幾內(nèi)亞Huon半島的化石硨磲殼體氧同位素，結合珊瑚階地的相對變化，重建了晚第四紀的海平面變化。隨后，作者又發(fā)現(xiàn)硨磲內(nèi)層殼體在形成過程中，其氧同位素體系與周圍的海水環(huán)境基本保持同位素分餾平衡，硨磲內(nèi)層殼體δ18Oc主要受SST和δ18Ow的影響[23]。這一觀點在隨后的幾十年里被其他多個硨磲研究工作所證實[25,27-28,38,65]。但是，也有學者認為硨磲內(nèi)層殼體的氧同位素可能還會受到埋藏成巖礦物相變[21,23]、生長趨勢[14,32,41,66,69]、大陸河流淡水輸入[32,70]等因素的影響。

在礦物沉積過程中，埋藏成巖礦物蝕變可能會使礦物內(nèi)部的晶格發(fā)生變化，導致硨磲殼體內(nèi)的氧同位素組成發(fā)生變化[21,37]。由于本次用于分析的帕勞硨磲PL-1為現(xiàn)代活體硨磲，而非化石硨磲，所以并不會受到埋藏過程中成巖礦物相變的影響[20]。此外，測試結果顯示（圖5c），δ18Oc的數(shù)值和年振幅沒有顯示出隨個體生長而發(fā)生明顯變化的趨勢。同時，硨磲內(nèi)層殼體的δ18Oc年振幅與年生長速率之間也沒有觀察到顯著的相關性（圖6）。這些結果表明，帕勞硨磲PL-1的個體生命效應對δ18Oc沒有顯著的影響。而且帕勞地處熱帶開闊大洋，不會受到大陸河流輸入的影響，殼體δ18Oc的變化可能主要受外部氣候環(huán)境變化的控制。

據(jù)IGOSS STT記錄顯示，帕勞1999年2月—2012年8月期間，SST平均年較差約為1.47 ℃。依照前人建立的雙殼類文石與SST之間的經(jīng)驗公式（2）[38]：

圖6 PL-1 δ18Oc年振幅和年生長速率的相關性Fig.6 The correlation between the δ18Oc annual amplitude and annual growth rate of PL-1

公式（2）中 SST 為海表溫度（℃），δ18Oc為殼體氧同位素（V-PDB, ‰），δ18Ow為海水氧同位素（VPDB, ‰）。若視海水δ18Ow不變時，SST變化對δ18Oc平均年振幅（0.615‰）的貢獻約為50.9%（圖7a）。SST在一年之中的兩次峰值可能是導致δ18Oc出現(xiàn)低值雙谷的原因（圖5c）。

已有的研究表明，在開放海洋中，δ18Ow的變化常與該區(qū)域的SSS有著良好的對應關系[67,71-72]。在海水δ18Ow未知的區(qū)域，可根據(jù)觀測的SSS，結合當?shù)亟⒌腟SS-δ18Ow經(jīng)驗公式來反推δ18Ow的變化[32,46]。根據(jù)SODA 1999年2月—2012年8月的SSS記錄顯示，帕勞附近的SSS平均年較差（SSS最高月與最低月之差）約為0.55 psu，結合當?shù)亟⒌腟SS-δ18Ow的經(jīng)驗公式（3）[67]：

公式（3）中，δ18Ow為海水氧同位素（SMOW, ‰），SSS 為海表面鹽度（psu）。δ18Ow（V-PDB, ‰）與 δ18Ow（SMOW, ‰）之間相差約0.2‰[46]。若視SST不變，SSS變化對δ18Oc平均年振幅（0.615‰）的貢獻約為37.6%（圖 7a）。

除格點SST與SSS資料，我們也根據(jù)1999年2月—2003年7月期間帕勞地區(qū)部分實地觀測資料[59,67]，對SST和δ18Ow的貢獻進行了計算。結果顯示，實測SST 變化（1.45 ℃）對δ18Oc平均年振幅（0.615‰）的貢獻約為 50.4%（圖 7b）；實測的 δ18Ow變化（0.302‰）對δ18Oc平均年振幅的貢獻約為49.1%（圖 7b），較根據(jù) SODA SSS反推的 δ18Ow的貢獻（37.6%）略大。該結果說明，若利用SODA的SSS來反推δ18Ow的變化，很可能會低估了海水δ18Ow對δ18Oc的貢獻。實測資料與格點資料推算結果的不一致可能與格點資料的不確定性有關。

圖7 格點SST和SODA SSS（a）、實測SST和δ18Ow（b）對δ18Oc年振幅的貢獻Fig.7 The contributions of instrumental SST and SODA SSS （a）,suit SST and suit δ18Ow （b） to the annual amplitude of δ18Oc

因此，認為在帕勞地區(qū)，SST和SSS的變化對硨磲δ18Oc變化的貢獻可能是相當?shù)?。這一結果與我國南海西沙、日本琉球群島等地存在顯著差異，在這兩個區(qū)域，SST變化對硨磲δ18Oc變化的貢獻值超過了70%，占主導地位[9,33]。將硨磲δ18Oc序列與帕勞當?shù)豐ST、SSS以及降水分別進行回歸分析，結果表明，硨磲δ18Oc序列與SST、SSS和降水之間均存在一定的相關性，但相關系數(shù)均不高（圖8a、b、c），而經(jīng)12點平滑處理的δ18Oc與SST、SSS、降水的相關性略有提升，相關系數(shù)分別約為-0.24，0.46及-0.26（n=141,p＜0.05），進一步證明了帕勞硨磲 δ18Oc受到SST和海水δ18Ow的共同控制，而不是其中某一個因子主導。

綜上所述，帕勞硨磲內(nèi)層殼體δ18Oc主要受周圍海水SST和δ18Ow組成的影響，可以記錄周圍環(huán)境水文變化的信息。但該區(qū)域較低的SST季節(jié)性和充沛且不規(guī)律的降水使得殼體δ18Oc的年周期不明顯，高分辨率的氧同位素數(shù)據(jù)常出現(xiàn)毛刺狀峰值。同時，本次使用的SST為格點再分析數(shù)據(jù)，SSS則是由少量觀測數(shù)據(jù)進行網(wǎng)格插值的結果，可能無法準確紀錄局地SST和SSS的快速變化，導致實測的δ18Oc和δ18Oc估算值的相關性較低（r=0.275,p＜0.05）。要對帕勞現(xiàn)代硨磲δ18Oc進行準確的校準，還需要進一步獲取更多高精度的原位SST及δ18Ow觀測數(shù)據(jù)。

3.3 δ18Oc與ENSO之間的聯(lián)系

ENSO是全球氣候年際異常的最強信號，對熱帶太平洋地區(qū)的水文氣候變化影響尤其顯著[73]。開展不同時間尺度ENSO變化的重建，研究其變化規(guī)律，是預測未來氣候變化的重要基礎[74]。ENSO活動發(fā)生的時間通常從幾個月到幾年不等，準確重建過去的ENSO活動，需要年、最好是月分辨率的古氣候記錄[75]。但目前來自熱帶太平洋的此類高分辨率古氣候記錄仍然非常稀少，這也導致對過去不同時間尺度ENSO活動的認識還存在很大的不確定性，極大地限制了對ENSO的理解和預測[13,74,76]。

帕勞位于WPWP西北邊緣，區(qū)域年際氣候變化受ENSO活動的顯著影響[50]。根據(jù)1995—2015年的IGOSS SST資料顯示，帕勞多年平均SST約為29.2 ℃，SST年振幅約為1.6 ℃；多年月平均SST呈現(xiàn)出雙峰模式，第一個峰值常出現(xiàn)在每年5—6月，第二個峰值常出現(xiàn)在每年10—11月，全年最低溫一般出現(xiàn)在每年2月（圖3a），雙峰模式與一年中太陽越過赤道兩次有關[46]。在El Ni?o期間，帕勞附近的SST通常會降低，La Ni?a時期則會相對升高（圖2a）。據(jù)科羅多爾機場1995—2015年的降水記錄顯示，該地區(qū)年總降水常超過3 700 mm，降水年平均振幅約為390 mm。月降水曲線呈較大的波動，如1997—1998年、2004—2005年及2010年降水出現(xiàn)極低值，為典型的El Ni?o年；1998—2001年、2007—2008年、2010—2011年出現(xiàn)較大的降水峰值，對應典型的La Ni?a年（圖2e）。多年月平均降水峰值一般出現(xiàn)在每年6—7月，最低值常出現(xiàn)在每年2月，整體呈一個W型（圖3b），與多年月平均SST顯著正相關（r=0.65,n=12,p＜0.05）。據(jù)SODA 1995—2015年的SSS記錄顯示，該地區(qū)的年平均SSS約為33.93 psu，SSS平均年振幅約為0.54 psu。帕勞多年月平均SSS最低值一般出現(xiàn)在每年6月，約為33.85 psu，最高值通常出現(xiàn)在每年3月，約為34.05 psu（圖3a），與多年月平均降水顯著負相關（r=-0.77,n=12,p＜0.05），SSS 年際變化的峰值和谷值通常與El Ni?o和La Ni?a事件有較好的對應關系（圖2b）。在殼體存活期間，經(jīng)12點平滑處理的SST，降水及SSS與MEI的相關性分別約為-0.66、-0.26、0.64（n=141，p＜0.05）。

在El Ni?o期間，帕勞周邊的SST相對降低，降水相對減少，可能會導致海洋生物碳酸鹽中的δ18O值偏正；在La Ni?a期間，則表現(xiàn)為高溫多雨，充沛的降水會導致海水表面δ18Ow相對偏負，結合SST變化，均可能導致海洋生物碳酸鹽中的δ18O值偏負[32,45,55-59,67,74]。據(jù)此推測，帕勞硨磲內(nèi)層殼體δ18Oc的年際變化有可能能夠記錄熱帶太平洋的ENSO活動。

圖8 12點δ18Oc與SST（a），SSS（b），降水（c）之間的對比藍色實線為12點插值的δ18Oc，紅色實線為SST，黃色實線為SSS，綠色實線為降水。Fig.8 The comparison of 12-point profile of δ18Oc with SST （a）, SSS （b）, and Precipitation （c）The blue solid line is the 12-point profile of δ18Oc, the red solid line is SST, the yellow solid line is SSS, the green solid line is Precipitation.

我們計算了帕勞硨磲PL-1的氧同位素異常值（δ18OA）同期海表面溫度異常（SSTA）、降水異常及海表面鹽度異常（SSSA），并對它們進行一年滑動平均處理，與典型的ENSO活動指數(shù)（MEI和SOI）曲線進行了對比（圖9）。

根據(jù)ONI指數(shù)顯示，在1999年2月—2012年8月，共發(fā)生了 6次 La Ni?a事件和 4 次 El Ni?o事件（圖 9）。當 La Ni?a 發(fā)生時，MEI為負（圖 9e），SOI為正（圖9f），帕勞區(qū)域的SSTA通常會偏正（圖9b），降水異常偏正（圖 9c），SSSA 偏負（圖 9d），δ18OA也出現(xiàn)負值高峰（圖9a）。δ18OA的負值峰成功檢測出了 1999—2001、2006、2009及 2012年的 La Ni?a。但δ18OA對2008年La Ni?a的記錄不清晰，可能是在2008年La Ni?a發(fā)展的早、中期，降水并沒有發(fā)生明顯的變化，而發(fā)展到末期，才出現(xiàn)了較為明顯的降水正異常，導致δ18OA在后期才出現(xiàn)了明顯的負異常；此外，δ18OA雖檢測出了2011年的 La Ni?a，但信號較弱，可能是由于2010年末期的降水負異常與2011年早期的降水正異常經(jīng)平滑處理后相互抵消導致（圖9a）。在2002年和2004年期間，SOI出現(xiàn)了多次正異常的震蕩（圖9f），雖然沒有發(fā)展為典型的La Ni?a事件，但是帕勞地區(qū)的降水均出現(xiàn)了顯著的正異常（圖9c），這也導致δ18OA明顯偏負，記錄到了假的 La Ni?a信號。當 El Ni?o發(fā)生時，MEI則為正值，SOI為負值，帕勞區(qū)域的SST相對降低，降水減少，SSS相對升高，δ18OA也出現(xiàn)正值高峰。δ18OA的正異常較為成功地檢測出了2002—2003、2004—2005、2006—2007及 2009—2010年的 El Ni?o（圖 9a）。經(jīng) 12 點平滑處理的 δ18OA 與 MEI及SOI的相關性分別約為0.43 和-0.38（n=141，p＜0.05）。

總體來說，帕勞硨磲δ18OA在一定程度上記錄了熱帶太平洋ENSO活動對當?shù)厮臍夂蜃兓挠绊?。在El Ni?o事件期間，帕勞地區(qū)溫度降低，降水減少，δ18OA通常出現(xiàn)正異常；在La Ni?a事件期間，則溫度偏高，降水增多，δ18OA通常出現(xiàn)負異常。通過對比 δ18OA 對 La Ni?a和 El Ni?o 的檢出率發(fā)現(xiàn)，帕勞硨磲的氧同位素變化可能對El Ni?o的響應更為敏感。

圖9 δ18OA（a）與 SSTA（b）、降水異常（c）、SSSA（d）、MEI（e）、SOI（f）的對比圖中粗實線均為1年滑動平均曲線；藍色和紅色陰影分別代表由ONI指示的La Ni?a與El Ni?o事件，帶斜杠的藍色陰影代表 δ18OA 未檢測出的 La Ni?a；δ18OA、SSSA、MEI的縱軸為逆序坐標。Fig.9 The comparison of δ18OA （a） with SSTA （b）, Precipitation anomaly （c）, SSSA （d）, MEI （e）, SOI （f）All of the thick solid lines in the figure are the 1-a moving average curves; the blue and red shadings represent the La Ni?a and El Ni?o events indicated by ONI, respectively; the blue bar with slashes represents the La Ni?a event that is not detected by δ18OA; the vertical axes of δ18OA, SSSA and MEI are reversed.

4 結論

（1）帕勞硨磲PL-1內(nèi)層殼體有清晰的天紋層結構，天紋層計數(shù)和天紋層寬度可用于建立較為準確的相對年代學框架；帕勞硨磲δ18Oc的平均年振幅約為0.615‰，δ18Oc的數(shù)值和年振幅沒有受到硨磲個體生命效應的顯著影響。

（2）通過現(xiàn)代器測資料的計算表明，帕勞當?shù)豐ST和海水δ18Ow變化對硨磲δ18Oc的季節(jié)變化貢獻相當，各約占一半。

（3）帕勞地區(qū)保存完好的硨磲殼體是進行高分辨率古氣候研究的良好材料，其天紋層可以輔助進行高分辨率年代學框架的構建，而δ18Oc則可以記錄當?shù)氐乃臍夂蜃兓?，結合更多原位資料，具有探討熱帶太平洋ENSO活動變化的潛力。

硨磲生長在珊瑚礁盤，死亡后其殼體會直接沉積在珊瑚礁盤中，在珊瑚礁中從上往下采集，通?？色@得到較為連續(xù)的化石硨磲沉積序列，樣品的時間連續(xù)性較好。因此，硨磲和珊瑚的相互結合和交叉檢驗，可為重建較長時間序列熱帶高分辨率氣候變化提供重要樣本。此外，硨磲獨特的天紋層結構，還可以提供天生長速率、微量元素變化等天―小時分辨率的生物地球化學記錄，具有開展超高分辨率古天氣研究的潛力。