Deep Ocean Last Glacial Maximum Salinity Reconstruction and Applications
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摘要:
末次冰盛期古盐度重建对于理解海洋环流格局和全球气候变化具有关键作用。然而深海古盐度替代指标缺乏，其重建相当困难。近年来，基于一维扩散-移流模型对深海上层沉积物孔隙水氯离子浓度([Cl−])深度剖面的模拟，为重建末次冰盛期深海盐度提供了突破性方法。本文综述了一维扩散-移流模型重建深海海水盐度的研究进展，总结了模型中孔隙度、有效扩散系数和移流速率等参数的计算方法及其适用条件，并分析了模拟结果的不确定性及其影响因素。现有模拟结果表明，末次冰盛期南大洋深层水盐度显著高于北大西洋，驱动南极底层水向北大西洋扩张；末次冰盛期太平洋深海盐度的梯度证实了末次冰盛期太平洋深层水的环流路径与现今基本一致。末次冰盛期深海盐度数据不仅验证了古海洋环流模型的可靠性，还为量化末次冰盛期经向翻转环流强度及深层水输送量提供关键约束。未来该研究可以拓展到中层海水及边缘海古盐度的重建，同时还应该增加南大洋和西北太平洋的深海盐度重建研究，以深化对末次冰盛期海洋-气候相互作用机制的理解。
Abstract:Reconstruction of paleosalinity during the Last Glacial Maximum (LGM) is pivotal to understand ocean circulation and global climate change. However, the paleosalinity reconstruction in deep ocean is a challenge due to the lack of reliable proxies. Recently, deep ocean LGM salinities have been reconstructed through simulating pore water chloride ion concentration ([Cl−]) profiles within upper sediments evolving with time based on one-dimensional diffusion-advection, which is a breakthrough for paleosalinity reconstruction. Here we reviewed progresses and applications of this study in details. First, modelling methods especially the key parameters: porosity, effective diffusion coefficient, and advection rate were specified, and the uncertainties and affecting factors of modelling were discussed. Secondly, reconstructed results demonstrate that the LGM deep-water salinity in the Southern Ocean significantly exceeded that of the North Atlantic, which enhanced the northward expansion of Antarctic Bottom Water. Moreover, the LGM salinity gradients within the deep Pacific basin confirm that the deep Pacific LGM circulation pathways are consistent with the modern configuration. The reconstructed deep ocean LGM salinities not only validate the reliability of paleoceanographic circulation models but also provide critical constraints on quantifying glacial meridional overturning circulation intensity and deep-water transport volume. Future studies should extend this modelling to the salinity reconstructions for intermediate waters and marginal seas, and more studies should be carried out in the deep Southern Ocean and northwest Pacific, to obtain deep insights into linkage between ocean circulation and climate change.
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在26.0～19.0 kaBP，全球进入末次冰盛期(Last Glacial Maximum)，这是距今最近的一次冰期，全球气温比现今低3～6°C，全球冰盖量达到最大，造成全球海平面比现今下降了120～135 m[1-2]。末次冰盛期大气CO2浓度比工业革命前低(80～90)×10–6，其变化幅度与自工业革命以来观测的大气CO2浓度变化相近[3-7]。因此，末次冰盛期是全球古气候研究的基准时期之一，对于认识第四纪冰期-间冰期乃至地质历史时期的气候变化，以及预测未来气候变化至关重要。
现今，海洋覆盖了地球表面约71%，其中深海（水深＞2 km）占全球海洋＞60%的体量[8-9]，主要由在北大西洋和南极洲周围生成的深层水填充。在北大西洋的拉布拉多海(Labrador Sea)和北欧海(Nordic Seas)、南大洋的威德尔海(Wedell Sea)和罗斯海(Ross Sea)，表层海水温度降低，结冰析出盐分，致使表层海水密度增大，进而下沉到深海海盆形成深层水团，并向全球缓慢扩展，驱动深海环流，在经历复杂混合过程后，最终在太平洋和印度洋的低纬度海域和南大洋形成上升流而返回海洋上层，并回流到南大洋和北大西洋，完成全球热盐环流的闭合循环[10-12]。
目前深海储存的溶解无机碳(DIC)是海洋总溶解无机碳、大气CO2和陆地生物圈有机碳的总和的~90%，为大气的~60倍，为大气和表层海水的25倍多。此外，深海通过控制碳酸钙的溶解和沉淀（在海底的埋藏）来调节无机碳在地质圈和水/大气圈之间的交换[13]。因此，深海环流变化是驱动冰期/间冰期气候转变和大气CO2浓度变化的核心机制。研究证实730 ka以来冰期-间冰期大气CO2浓度变化与气候变化高度一致[14]，由此可见，深海环流的变化必然会对大气碳收支和全球气候变化产生重大影响[15]。通过底栖有孔虫δ13C和δ18O[16-18]、底栖有孔虫∆14C测年[19-22]等研究推断，末次冰盛期深海垂直混合减少、分层加剧、减弱/变浅的北大西洋深层水以及扩张的南大洋深层水等是末次冰盛期大气CO2浓度降低和温度降低的关键因素。
不过以上都是定性研究，为了准确预测未来深海环流的变化及其对气候的影响，亟待对于末次冰盛期深海环流开展定量化建模研究，而建模的关键指标是末次冰盛期深海海水的古温度和古盐度数据[23-24]。其中，古温度可以通过海底沉积物的生物碳酸盐岩，如底栖有孔虫δ18O值来估算[25-26]，以及近年来利用新兴的碳酸盐团簇同位素(Δ47)来测定深海海水的绝对温度[27-28]。与海水古温度重建相比，海水盐度替代指标的匮乏使得古盐度定量重建更加困难。目前仅通过浮游有孔虫组合、浮游有孔虫的剩余δ18O和Ba/Ca比值定性、半定量和定量重建了表层海水古盐度[29-31]，不过至今还没有一种方法能够定量确定末次冰盛期深层海水的盐度。直到Adkins和Schrag发现大西洋百慕大隆起(Bermuda Rise)附近的大洋钻探计划(Ocean Drilling Program, ODP) 1063站位（图1）沉积物孔隙水氯离子浓度([Cl−])在20～35 m出现峰值[32]，该特征与西太平洋赤道附近的深海钻探计划 (Deep Sea Drilling Program, DSDP)576站位孔隙水[Cl−]峰值具有深度一致性[33]，更加印证了[Cl−]峰值是末次冰盛期上覆底层海水在沉积物中运移的残余信号。于是Adkins和Schrag首次运用一维扩散-移流模型模拟了ODP 1063站位孔隙水[Cl−]深度曲线随时间的演变，成功重建了末次冰盛期该站位附近海域的盐度为35.76±0.04 g/kg，比现今高约0.885 g/kg[32]。孔隙水[Cl−]能作为重建古海水盐度的替代指标，其关键在于：首先海水盐度与[Cl−]存在线性定量关系：S (g/kg) =
1.80655× [Cl−] (mM)（S为盐度，[Cl−]用AgNO3滴定法测定）[34]；其次，深海沉积物孔隙水中的Cl−是保守元素，除了受火山灰/碎屑的蚀变作用以及甲烷水合物的形成和分解的影响，还会保持原有海水特征[35]。而孔隙水的盐度会受到沉积物早期成岩作用的影响，如硫酸盐还原耦合的有机质的降解，造成盐度增加，而硫酸盐还原耦合的甲烷的厌氧氧化则使盐度降低[36]。因此，利用一维扩散-移流模型模拟孔隙水[Cl−]深度剖面定量重建了末次冰盛期深海海水古盐度，实现了海水古盐度研究的突破[32]。![图 1 模拟重建的末次冰盛期深海海水盐度(g/kg)和现今大洋深海环流示意图]()
图 1 模拟重建的末次冰盛期深海海水盐度(g/kg)和现今大洋深海环流示意图图中红色点及其文字代表模拟站位，括号内是重建的末次冰盛期盐度值。紫色线代表大西洋表层—中层水；深绿色线在大西洋代表北大西洋深层水 (NADW)，在南大洋和太平洋代表南极下层绕极深层水(LCDW)；天蓝色线代表南极底层水(AABW)；橙色线代表南极上层绕极深层水(UCDW)；深蓝色线代表北太平洋深层水(NPDW)；绿色线代表混合后的北太平洋深层水(mNPDW)。大洋深海环流路径根据文献[39-41]重绘。Figure 1. The reconstructed salinities (g/kg) of deep seawater during the Last Glacial Maximum and schematic diagram of current global deep ocean circulationRed dots and the following texts represent the simulated sites, and data inside the parentheses are the reconstructed salinities during the Last Glacial Maximum. Purple line: the Atlantic Surface-Intermediate Water; dark green line: the North Atlantic Deep Water (NADW) in Atlantic, and Lower Circumpolar Deep Water (LCDW) in the Southern Ocean and Pacific; sky blue line: the Antarctic Bottom Water (AABW); orange line: the Upper Circumpolar Deep Water (UCDW); dark blue line: the North Pacific Deep Water (NPDW); green line: modified North Pacific Deep Water (mNPDW). The global deep ocean circulation pathways are redrawn according to references [39-41].后续该方法在全球各大洋的关键海域（图1）得到应用：Adkins等[36]使用ODP在北大西洋、南大洋Shona隆起和西南太平洋获取的深海沉积物孔隙水[Cl−]深度剖面，重建了这些海域末次冰盛期深层水盐度；Insua等[37]选择位于西南太平洋的国际大洋发现计划(International Ocean Discovery Program, IODP) U1365和U1370站位、东赤道太平洋的ODP 1225站位以及东北太平洋的EQP 10和EQP 11站位的孔隙水[Cl−]剖面，重建了末次冰盛期太平洋的深层水盐度；Homola等[38]运用相同的模型重建了大西洋西部的深层水盐度。本文将系统阐述末次冰盛期盐度模拟的一维扩散-移流模型及其相关参数的计算方法和适用条件，分析模拟结果的不确定性及其影响因素，整合全球范围内运用该方法估算的末次冰盛期深海海水盐度的数据，结合现今深海盐度与环流路径，推测末次冰盛期大洋深海环流及水团构成的变化，探讨重建末次冰盛期深层水盐度的应用，并对未来相关研究提出展望。
1. 模拟方法
如前所述，由于火山灰成岩作用对于水的吸收、甲烷水合物的形成与分解都会改变孔隙水[Cl−]，而这些变化与底层海水的盐度无关。为了准确分离这些因素对于孔隙水盐度的影响，须引入一系列新的变量，这增加了模拟结果的不确定性[42]。因此，本文只讨论不存在火山灰和水合物的典型深海沉积环境，即孔隙水[Cl−]只受到流体运移的影响，运用一维扩散-移流模型模拟[43]深海沉积物孔隙水盐度-深度曲线随时间的演化，重建末次冰盛期深海海水盐度，具体如下：
∂φC∂t=∂∂z(φDeff∂C∂z)+∂vφC∂z， (1) 式中，C是孔隙水的盐度，由[Cl−]转化：S=[Cl−]∗1.80655∗35.45/1000/ρ，ρ (g/cm3)是海水密度 [38]；φ是海底沉积物的孔隙度，Deff (cm2/s)是Cl−在海洋沉积物孔隙水中的有效扩散系数，v (cm/ka)是孔隙水Cl−的移流速率，t (a)是时间，z (cm)是沉积物-海水界面以下的深度（向下为正）。
1.1 孔隙度
孔隙度φ是指沉积物中孔隙体积与沉积物总体积的比值，由于上层沉积物压实作用，孔隙度随深度增加呈指数递减[44]。在稳态沉积条件下，沉积物孔隙度随深度变化的经验公式如下[45-46]：
φ(z)=φ∞+(φ0−φ∞)e−βz， (2) 式中，φ∞是在一定深度处达到基本恒定的孔隙度，φ0是海水-沉积物界面处的初始孔隙度，β是经验衰减常数，单位是cm−1。
1.2 Cl−有效扩散系数
有效扩散系数(Deff)是表征Cl−在海洋沉积物孔隙水中的扩散能力，是由Cl−的浓度梯度控制，同时受到温度和压力等影响[47]。目前孔隙水盐度模拟研究中Cl−扩散系数的计算方法主要有两种：Adkins和Schrag[32, 36, 42]用沉积物孔隙水[Cl−]峰值的深度来限定每个站位的有效扩散系数，Deff = l2/t，其中l (cm)是[Cl−]实测数据峰值的深度，t = 20 000a。该计算方法存在两方面缺陷：首先欠缺理论依据；再者，该方法忽视了一个重要基本问题，孔隙水[Cl−]峰值的深度是由Cl−在孔隙水中的运移方式决定，该运移方式除了扩散作用外，还存在沉积物压实作用以及压力和地热梯度造成的移流作用，因此即使该方法成立，也只适用于无任何移流作用的条件，不具有普适性。因此Insua等 [37-38]根据扩散系数D随温度的变化遵循斯托克斯关系计算Cl−在海水中扩散系数：D(z)=T(z)Trμ[Tr]μ[T(z)]D[Tr]，式中：T (°C)是温度，μ是粘滞系数，z (cm)是深度，Tr是参考温度，当Tr = 2.5°C时，D(Tr) = 1.0×10−5 cm2/s；有效扩散系数Deff = D/θ2，θ是沉积物的孔隙路径的曲折度，因深海沉积物基本都由黏土组成：θ2=1−2lnφ[47]，该方法是目前普遍接受且合理的Cl−有效扩散系数的计算方法。
1.3 移流速率
孔隙水Cl−的移流，主要由沉积物的压实作用、沉积物地热异常(＞50 °C/km)造成的温度梯度以及外力施加的超压而引起沉积物孔隙水的流动[48]。Adkins等提出使用佩克莱特数(Peclet number, Pe)来判断孔隙水在海洋沉积物中的运移是否存在移流[42, 49]：Pe=ω∗LDeff，式中Pe是佩克莱特数，无量纲，ω (cm/ka)是沉积速率，L (cm)是沉积物柱模拟深度区间的厚度。当Pe＜0.1时，孔隙水的运移以扩散作用为主；当0.1≤Pe≤10时，扩散和移流两种运移方式共存；当Pe＞10时，孔隙水以移流方式为主[50]。对于无温度或压力梯度引起的孔隙水移流作用时，孔隙水垂向移流速率则只受沉积物压实作用控制[49]：
v(z)=ω∞φ∞φ(z) (3) 式中，ω∞(cm/ka)是某个深度处沉积物孔隙度不变(φ∞)时的埋藏速率。目前的盐度模拟研究集中在典型的深海沉积环境，孔隙水Cl−的运移主要由扩散作用、或者扩散和由压实引发的移流作用共同控制[36-38]。
Paul等使用类似古盐度的方法，利用孔隙水δ18O深度剖面重建末次冰盛期地中海海水δ18O值时，0.1≤Pe≤10，只考虑了孔隙水δ18O的扩散和由压实作用产生的移流，模拟曲线在40～120 m深度区间与实测数据存在显著偏差，拟合度低（图2a）；考虑到该站位检测到流体超压和基底周围的高热流，除了压实作用的移流，额外增加了约8 cm/ka的移流作用，提高了模拟曲线与实测数据的拟合度，模拟发现冰期-间冰期深海海水δ18O改变了1.2±0.1‰（图2b），该模拟结果与其他古海洋数据更加吻合[48]。
![图 2 ODP 976站位孔隙水δ18O的模拟结果]()
因此，孔隙水Cl−的移流除了考虑沉积物的压实作用外，还需根据研究站位的具体沉积环境情况（例如是否存在地热异常，有无外力施加的高压力梯度等）来估算可能的外加移流，并可以在模拟中检验额外增加移流的合理性。
1.4 初始条件和边界条件
根据上述计算方法得到φ、Deff和v后，式(1)即为盐度关于z和t的抛物线型偏微分方程，为获得该方程的数值解，需明确初始条件、上边界条件和下边界条件。初始条件定义为现今底层水的盐度，并且为模型确定了时间起点，模拟起始时间一般选择125 kaBP或者100 kaBP，以确保初始条件不影响模拟孔隙水盐度的峰值。上边界条件是初始时间以来底层海水的盐度随时间变化的曲线，是通过将海平面变化与末次冰盛期以来盐度变化量按比例缩放得到的盐度变化曲线，通过迭代优化上边界条件中假定的末次冰盛期盐度值，并多次运行模型，直至模拟曲线与实测数据达到最佳拟合。下边界条件则基于沉积物柱下部孔隙水盐度的变化趋势确定，一般选择盐度剖面中最深处的一个数据点或者几个实测数据的平均值[36-38, 42]。
1.5 模拟结果的不确定性及影响因素
模拟结果的不确定性通过实测值[Cl−]与模拟值[Cl−]之间的平方差之和来量化表征[37-38]，因此孔隙水[Cl−]数据的可靠性和采样分辨率将直接影响模拟结果的误差[32]。Adkins等对ODP 981站位开展模拟时发现，由于在测定[Cl−]过程中孔隙水存在蒸发，实测[Cl−]不能准确反映孔隙水的实际浓度，且[Cl−]数据随深度杂乱分布，致使模拟曲线与实测值的拟合度显著下降，导致该站位末次冰盛期盐度模拟结果的不确定性高达约10%（图3）[42]。另外，类似盐度模拟的末次冰盛期深海δ18O模拟研究表明，太平洋DSDP 576站位末次冰盛期δ18O=1.0±0.25‰，较大的误差主要是由于低采样分辨率造成的[32, 43]。因此，在后续研究中提高采样分辨率为1.5~0.5 m/样，并且现场采用双平行样准确测定[Cl−]，显著提高了末次冰盛期盐度模拟结果的准确度（图4）[37-38]。
![图 3 ODP 981、1063、1093和1123站位的盐度模拟剖面和末次冰盛期盐度相对于现今的变化[36]]()
![图 4 EQP 10、EQP 11、ODP 1125、IODP U1365和IODP U1370站位的盐度模拟剖面[37]]()
2. 末次冰盛期大洋深层海水盐度的模拟结果
目前研究已经应用该方法重建了末次冰盛期南大洋、大西洋和太平洋的部分关键海域深海海水的盐度。南大洋大西洋扇区的ODP 1
093 站位的模拟结果显示末次冰盛期深层水盐度为37.08±0.17 g/kg，相对变化高达6.9±0.5%[36]（图3），这也是迄今得到的末次冰盛期最高的盐度值。大西洋末次冰盛期深海盐度模拟研究的站位主要集中于赤道以北海域，自北向南依次是ODP 981、ODP 1063、KN223-12、KN223-11、KN223-10/03 (图1)。Adkins等[36]修正了海平面变化曲线，对ODP 981和1063站位的孔隙水[Cl−]剖面模拟得到末次冰盛期该海域的底层水盐度分别是36.10±0.10 g/kg和35.83±0.03 g/kg（表1）；Homola等[38]对北大西洋西部KN223系列站位的孔隙水盐度进行模拟，得到末次冰盛期深海的盐度范围为(35.51～36.21)±0.07 g/kg（表1）。
表 1 研究站位的基本信息与末次冰盛期盐度的模拟结果Table 1. Basic information of the study sites and salinity simulation results during the Last Glacial Maximum站位 位置 水深/m 现今盐度/(g/kg) LGM盐度/(g/kg) 相对变化/% 大西洋 ODP 981[36] 55°28.632′N、 14°39.048′W 2184 34.945 36.10±0.10 3.3±0.3 ODP 1063[36] 33°41.181′N、 57°36.903′W 4584 34.885 35.83±0.03 2.7±0.1 KN223-12[38] 29°40.62′N、58°19.68′W 5367 34.51±0.1 36.21±0.07 4.95±0.18 KN223-11[38] 22°47.10′N、 56°31.08′W 5557 34.60±0.09 35.74±0.08 3.29±0.23 KN223-10[38] 14°24.06′N、 50°37.38′W 4453 34.76±0.05 35.51±0.06 2.16±0.18 KN223-03[38] 14°24.06′N、 50°37.38′W 4453 34.91±0.05 36.06±0.09 3.29±0.25 南大洋 ODP 1093[36] 49°58.59′S、 5°51.935′E 3626 34.69 37.08±0.17 6.9±0.5 太平洋 IODP U1370[37] 41°51.12′S、 153°6.36′W 5074 34.71 35.91±0.09 3.54±0.3 ODP 1123[36] 41°47.16′S、 171°29.94′W 3290 34.73 36.19±0.07 4.2±0.2 IODP U1365[37] 23°51.06′S、 165°38.64′W 5695 34.70 36.25±0.09 4.53±0.3 ODP 1225[37] 2°46.26′N、 110°34.26′W 3760 34.69 36.07±0.09 4.01±0.3 EQP 10[37] 20°40.98′N, 143°21.42′W 5412 34.70 36.21±0.18 4.41±0.5 EQP 11[37] 30°21.30′N、 157°52.26′W 5813 34.69 36.06±0.18 3.96±0.5 末次冰盛期KN223-12与11站位的平均盐度是35.98 g/kg，比ODP 1063站位的35.83±0.03 g/kg高约0.15 g/kg，这可能是海水深度不同造成的，因为KN223-12与11站位比ODP 1063站位深约
1000 m[36, 38]；而KN223-10与03站位的深度与ODP 1063站位相近，其平均盐度35.79 g/kg与ODP 1063站位的也相近[36, 38]，由此可见，北大西洋末次冰盛期深海盐度随深度增加而递增，且强烈分层。而现今该海域不同深度站位的盐度相差无几，垂向每千米的盐度梯度<0.05 g/kg，且随深度增加而略微减小[51-52]（图5a），与末次冰盛期呈现相反的变化趋势。这是因为现今北大西洋深海主要由在其高纬度海域生成的北大西洋深层水(North Atlantic Deep Water, NADW)所构成[10-11]，深海几乎不存在垂向盐度差异；而末次冰盛期北大西洋热带-亚热带海域深海受到南大洋高盐度的南极底层水(Antarctic Bottom Water, AABW)入侵的影响，因此出现了显著盐度分层[38]。这一结论与大西洋底栖有孔虫δ13C和δ18O数据[18, 53-54]的结果一致，揭示了末次冰盛期源于北大西洋的NADW在向南大洋流动过程中逐渐变浅，而源于南大洋的AABW向北大西洋扩张至更远的海域（约40°N附近）。另外，现今大西洋深层水盐度由北向南逐渐减小：从北大西洋约34.95 g/kg缓慢减小到南大西洋约34.90 g/kg，再到南大洋快速减小至约34.70 g/kg[52, 55]（图5a）；而末次冰盛期南大洋深层水盐度显著高于北大西洋，表明末次冰盛期大西洋与南大洋深层水盐度梯度发生逆转[36, 38]。![图 5 现今大西洋(a)和太平洋(b)深海盐度经向剖面图]()
图 5 现今大西洋(a)和太平洋(b)深海盐度经向剖面图图中五角星是末次冰盛期盐度的模拟站位。Figure 5. Meridional salinity profiles of the modern deep Atlantic (a) and Pacific (b) oceansAsterisks are the sites with reconstructed salinities during the Last Glacial Maximum.近年来，在西南太平洋和东北太平洋（图1）利用孔隙水[Cl−]剖面的扩散-移流模型重建了末次冰盛期太平洋深层水的盐度为(35.91～36.25)±0.09 g/kg[36-37]（表1），仅U1370站位的模拟结果＜36.0 g/kg，其他站位均＞36.0 g/kg，因此U1370站位模拟结果视为异常值，该数据将不在本文的讨论范围之内。研究结果表明末次冰盛期西南太平洋深层水盐度的平均值为36.22 g/kg，东北太平洋深层水的平均盐度约为36.11 g/kg，从南到北深层水盐度减少，盐度梯度高达0.11 g/kg[36-37]。而现今太平洋深层水的盐度相对均一，由南到北略微减小，梯度约0.02 g/kg（图5b）[52]。因此，末次冰盛期的盐度模拟结果为基于太平洋深海底栖有孔虫δ13C、δ18O以及Nd等同位素数据[56-60]所开展的研究提供了进一步数据支撑，证实末次冰盛期太平洋深层水的环流路径与现今基本一致：源自南大洋的南极下层绕极深层水(Lower Circumpolar Deep Water, LCDW)和南极上层绕极深层水(Upper Circumpolar Deep Water, UCDW)流经太平洋西南海盆，主流沿着太平洋西边界向北太平洋流动，与北太平洋中层水混合形成北太平洋深层水(modified North Pacific Deep Water, mNPDW)，最终沿东边界返回南大洋[39-41]（图1）。
3. 重建末次冰盛期深海盐度的应用
深海盐度的模拟结果表明末次冰盛期南大洋底层水的盐度显著高于大西洋，这一发现与古海洋学的证据一致，末次冰盛期南大洋AABW生成增强且体量增大[61-62]，并向北大西洋方向扩张，最远可以到达大西洋约40°N附近，AABW成为大西洋深层水的主体，而NADW所占体积变小、深度变浅[63-65]，末次冰盛期大西洋深层水团的空间分布格局与现今不同[66]。末次冰盛期盐度模拟结果为深层水团体积的模型提供了关键参数约束，成功计算出末次冰盛期AABW与NADW对大西洋深层水的贡献体积比[67]；末次冰盛期深海通风减弱，高盐深层水与上层水体的垂向混合减弱，AABW体量的增加导致更多CO2被封存在深海中，从而造成冰期大气CO2浓度下降，这对冰期气候变化的研究具有重要的指示意义[68-70]。
末次冰盛期南极绕极流输送量的计算对于理解冰期海洋环流变化特征及其气候效应具有重要科学价值。南极绕极流输送量的计算与年平均纬向速度、密度、Coriolis参数等因素相关[66]，末次冰盛期深层水盐度的重建结果为该计算模型提供了核心数据，准确计算出末次冰盛期南极绕极流的输送量变化范围为80～350 Sv。近年来利用沉积物粒度推测出末次冰盛期南极绕极流的强度较现今略有增加[71-72]，这一结论与上述输送量的计算结果吻合[66]。冰期南极深层水驱动全球深海环流，南极绕极流的计算有助于理解深海环流的强弱及其对气候变化的影响。
盐度作为表征海洋物理性质的重要参数，是验证海洋环流模型合理性的重要指标。已有研究表明末次冰盛期大西洋深海环流模式从现今的类“8”字型环流模式转变为两个独立的翻转环流单元[73-74]，本文扩散-移流模型重建的深海海水盐度的分布特征与该环流模型的预测相符，进一步验证了该环流模型的准确性。Galbraith和de Lavergne[67]使用海洋-大气-冰-生物地球化学耦合模型CM2Mc.v2模拟得到冰期太平洋
3500 ～5500 m深层海水的盐度约为36.20 g/kg，与Insua等[37]通过孔隙水[Cl−]剖面重建的末次冰盛期太平洋深海海水的平均盐度(36.10±0.1 g/kg)相近，证实了CM2Mc.v2模型在模拟末次冰盛期深海海水盐度的可靠性，表明该模型在一定程度上能够反映冰期海洋的环境特征，进而确定该模型可用来模拟古海洋深海海水的其他参数。由此可见，基于深海沉积物孔隙水[Cl−]重建末次冰盛期深海盐度对于深海环流模型乃至全球气候模型的建立发挥着不可或缺的作用。4. 结论与展望
基于一维扩散-移流模型对深海沉积物孔隙水[Cl−]深度剖面的模拟是目前重建末次冰盛期深海海水盐度最有效、最直接且唯一的方法[66]，为进一步研究末次冰盛期大洋深海环流和水团分布提供了不可或缺的数据支撑。目前末次冰盛期深层水盐度模拟研究的结果已应用于探讨晚上新世以来冰期-间冰期旋回深海环流演化、全球气候变化等重大科学问题，并对于验证海洋环流模型、气候变化模型的合理性与准确性发挥着重要作用[66-67, 73-74]，然而该模型的部分模拟参数还需要更精确的计算以减小模拟误差。此外，当前研究主要聚焦于开阔大洋的深海盐度重建，对此，还需加强以下几方面的研究：
（1）至今尚无中层水的古盐度重建数据，可以利用中层水深的海洋沉积物孔隙水[Cl−]深度剖面来模拟重建末次冰盛期古盐度，从而为研究古海洋的经向翻转环流及其对全球气候变化的影响等问题的突破提供关键数据。
（2）目前末次冰盛期深海海水盐度的模拟研究站位集中于远离大陆的开阔大洋，缺乏对边缘海（如南海）的相关研究，边缘海作为连接大陆和大洋的重要海域，海洋沉积物可能记录着陆-海双重环境影响的证据，孔隙水[Cl−]剖面的模拟结果也可能与开阔大洋不同[48]，因此对边缘海深海盐度的模拟研究不仅可以为研究冰期边缘海内部的翻转环流提供数据支撑，也为进一步讨论冰期边缘海与大陆之间古气候的相互影响提供证据。
（3）虽然末次冰盛期深海盐度重建的研究已覆盖三大洋，但空间分布仍呈现显著的区域局限性，主要集中于北大西洋、西南太平洋和东北太平洋，南大洋仅一个重建结果，并且西南太平洋的重建结果存在显著的离散性，无法准确判断末次冰盛期西南太平洋深层水的盐度。因此未来研究需增加南大西洋、南大洋的印度洋扇区和太平洋扇区以及太平洋各个海盆的重建研究，以深入理解末次冰盛期各个大洋深海盐度的分布特征，进一步认识冰期深海环流及其对气候变化的影响等问题。
致谢：感谢审稿专家及编辑部老师提出的宝贵意见和建议。
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图 1 模拟重建的末次冰盛期深海海水盐度(g/kg)和现今大洋深海环流示意图
图中红色点及其文字代表模拟站位，括号内是重建的末次冰盛期盐度值。紫色线代表大西洋表层—中层水；深绿色线在大西洋代表北大西洋深层水 (NADW)，在南大洋和太平洋代表南极下层绕极深层水(LCDW)；天蓝色线代表南极底层水(AABW)；橙色线代表南极上层绕极深层水(UCDW)；深蓝色线代表北太平洋深层水(NPDW)；绿色线代表混合后的北太平洋深层水(mNPDW)。大洋深海环流路径根据文献[39-41]重绘。
Figure 1. The reconstructed salinities (g/kg) of deep seawater during the Last Glacial Maximum and schematic diagram of current global deep ocean circulation
Red dots and the following texts represent the simulated sites, and data inside the parentheses are the reconstructed salinities during the Last Glacial Maximum. Purple line: the Atlantic Surface-Intermediate Water; dark green line: the North Atlantic Deep Water (NADW) in Atlantic, and Lower Circumpolar Deep Water (LCDW) in the Southern Ocean and Pacific; sky blue line: the Antarctic Bottom Water (AABW); orange line: the Upper Circumpolar Deep Water (UCDW); dark blue line: the North Pacific Deep Water (NPDW); green line: modified North Pacific Deep Water (mNPDW). The global deep ocean circulation pathways are redrawn according to references [39-41].
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图 5 现今大西洋(a)和太平洋(b)深海盐度经向剖面图
图中五角星是末次冰盛期盐度的模拟站位。
Figure 5. Meridional salinity profiles of the modern deep Atlantic (a) and Pacific (b) oceans
Asterisks are the sites with reconstructed salinities during the Last Glacial Maximum.
表 1 研究站位的基本信息与末次冰盛期盐度的模拟结果
Table 1 Basic information of the study sites and salinity simulation results during the Last Glacial Maximum
站位 位置 水深/m 现今盐度/(g/kg) LGM盐度/(g/kg) 相对变化/% 大西洋 ODP 981[36] 55°28.632′N、 14°39.048′W 2184 34.945 36.10±0.10 3.3±0.3 ODP 1063[36] 33°41.181′N、 57°36.903′W 4584 34.885 35.83±0.03 2.7±0.1 KN223-12[38] 29°40.62′N、58°19.68′W 5367 34.51±0.1 36.21±0.07 4.95±0.18 KN223-11[38] 22°47.10′N、 56°31.08′W 5557 34.60±0.09 35.74±0.08 3.29±0.23 KN223-10[38] 14°24.06′N、 50°37.38′W 4453 34.76±0.05 35.51±0.06 2.16±0.18 KN223-03[38] 14°24.06′N、 50°37.38′W 4453 34.91±0.05 36.06±0.09 3.29±0.25 南大洋 ODP 1093[36] 49°58.59′S、 5°51.935′E 3626 34.69 37.08±0.17 6.9±0.5 太平洋 IODP U1370[37] 41°51.12′S、 153°6.36′W 5074 34.71 35.91±0.09 3.54±0.3 ODP 1123[36] 41°47.16′S、 171°29.94′W 3290 34.73 36.19±0.07 4.2±0.2 IODP U1365[37] 23°51.06′S、 165°38.64′W 5695 34.70 36.25±0.09 4.53±0.3 ODP 1225[37] 2°46.26′N、 110°34.26′W 3760 34.69 36.07±0.09 4.01±0.3 EQP 10[37] 20°40.98′N, 143°21.42′W 5412 34.70 36.21±0.18 4.41±0.5 EQP 11[37] 30°21.30′N、 157°52.26′W 5813 34.69 36.06±0.18 3.96±0.5 
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![图 3 ODP 981、1063、1093和1123站位的盐度模拟剖面和末次冰盛期盐度相对于现今的变化[36]](/fileHYDZYDSJDZ/journal/article/hydzydsjdz/newcreate/2025021501-3.jpg)
![图 4 EQP 10、EQP 11、ODP 1125、IODP U1365和IODP U1370站位的盐度模拟剖面[37]](/fileHYDZYDSJDZ/journal/article/hydzydsjdz/newcreate/2025021501-4.jpg)
