气候的季节和年际变化是地球气候系统中的重要组成部分，通常会对生态环境及人类生活造成巨大的影响^[1–3]。由于器测资料的短缺，限制了对不同气候背景下季节和年际气候变化的了解^[4-7]。古气候重建记录是对现代器测资料的一个重要补充，有助于了解过去的气候动力学机制及预测未来的气候变化^[8-9]。但大多数古气候载体，如深海沉积物^[10]、黄土^[11]、冰心^[12]等的时间分辨率较低，不足以用于重建过去季节和年际尺度的气候变化。虽然年分辨率的陆地树轮古气候记录在过去几十年里得到了快速发展，但是拥有季节分辨率，能够讨论季节尺度变化的古气候记录，除了少量海洋珊瑚和双壳类外，仍然非常稀少^[13]。因此，发展高分辨率气候研究载体，增加对季节和年际尺度气候变化的了解，是当前古气候研究的重要任务之一^[13]。

砗磲作为海洋中最大的双壳类贝壳，广泛分布于热带印度洋—太平洋区域，自始新世起就是浅海珊瑚礁生态系统的重要组成部分^[14-15]。幼年砗磲在变形发育后，一般会固着在透光较好的浅海环境（珊瑚礁），与虫黄藻共生，进行生长繁殖直至死亡，随后在原地埋藏^[16]。与珊瑚相比，虽然单个砗磲壳体所提供的时间窗口较小，但砗磲有比珊瑚更致密的内层壳体^[17-19]，具有较强的抵抗外部侵蚀的能力^[20-21]，且砗磲内层壳体通常具有连续的年生长纹层^[22-24]和天生长纹层^{[19, 25-27]}。此外，砗磲样品的时间连续性较好，死亡后其壳体会直接沉积在珊瑚礁盘中，在珊瑚礁中从上往下采集，可获得到较为连续的化石砗磲沉积序列。相对于其他双壳类，砗磲生长较快，壳体大，生长纹层较宽，有潜力提供高精度的年代学框架和高分辨率的地球化学信息^{[25, 28-30]}，可与其他长尺度的低分辨率古气候资料互补。

砗磲独特的生活习性和特殊的壳体结构，表明其有潜力成为高分辨率的古气候研究载体。这种潜力最近几十年里逐步得到了开发，砗磲年生长速率、天生长速率、氧同位素（δ¹⁸O_c）、Sr/Ca、Mg/Ca、Fe/Ca等生物地球化学指标均被尝试用来重建过去海洋气候环境变化^{[18, 31-36]}，δ¹⁸O_c则是砗磲古气候研究中最为常用的指标。已有研究表明，砗磲壳体的氧同位素体系在沉积过程中与周围海水达到了平衡分馏，壳体δ¹⁸O_c主要受海水氧同位素（δ¹⁸O_w）及海表面温度（SST, Sea Surface Temperature）的影响^{[25, 27-28, 37-38]}。但在不同区域，由于温度和降水的配置差别，壳体氧同位素变化的主控因素及分馏方程，通常也会有一些差异^{[9, 23, 25, 33, 39-40]}。因此，在利用砗磲氧同位素进行古气候重建之前，通常需要利用现代器测资料，对砗磲壳体氧同位素分馏进行解析和校准^{[28, 41]}。

此外，精确的年代学框架是利用砗磲氧同位素进行古气候重建的前提。在以往的砗磲古气候研究中，学者们通常利用砗磲的年生长纹层或者氧同位素的年周期变化来约束年代学框架^{[39, 41–43]}。然而，在西太平洋暖池区域（WPWP, Western Pacific Warm Pool），SST常呈现双峰模式，且SST的季节性相对较小，导致砗磲在冬夏季节的生长差异不明显，壳体内层的年纹层不清晰，很难利用壳体年纹层来确定砗磲氧同位素的年代学框架^{[18, 39]}。同时，WPWP区域较小的SST季节性也使得SST变化对δ¹⁸O_c的影响减弱，而WPWP区域频繁的对流活动和充沛降水则会使海水表层的δ¹⁸O_w发生较大的变化^[44-45]，使得海水δ¹⁸O_w对砗磲内层壳体δ¹⁸O_c产生的变化可能会超过由SST带来的影响，导致难以根据δ¹⁸O_c的年周期变化来约束年代学框架^[46]。因此，在WPWP区域的砗磲古气候研究中，根据砗磲壳体的年生长纹层或δ¹⁸O_c年周期来确定砗磲壳体元素的年代学框架有较大的不确定性。

帕劳处于WPWP西北边缘，该区域的年际气候受厄尔尼诺和南方涛动（ENSO，El Niño and Southern Oscillation）的显著影响，在厄尔尼诺活动期间（El Niño），帕劳SST通常较低，降水偏少^[47-50]。帕劳群岛拥有丰富的珊瑚礁资源^[51]，其珊瑚礁盘具有丰富的砗磲壳体资源，可为开展古气候研究提供丰富的材料^[52-53]。利用珊瑚和硬骨海绵开展帕劳地区古气候重建的研究已有部分报道^[54-59]，但使用海洋双壳类进行高分辨率古气候重建的工作则较为稀少，尤其是尚未开展有效的现代砗磲高分辨率氧同位素的校准工作^[60-62]。Pätzold等^[60]曾通过对帕劳大砗磲的研究发现，帕劳砗磲的内层具有年纹层和天纹层，并根据壳体δ¹⁸O_c的变化和前人建立的δ¹⁸O_c-SST公式^[23]对周边SST进行了简单估算，得出帕劳砗磲氧同位素体系在壳体形成过程中可能与周围海水环境达到了同位素分馏平衡，其壳体氧同位素的变化可以反映周围SST和δ¹⁸O_w变化的结论。随后，Jew等^[61]对在帕劳当地考古遗址采集的化石番红砗磲进行了δ¹⁸O_c分析，并结合前人利用其他地区砗磲或海洋生物碳酸盐建立的氧同位素与温度的转换公式^[28]，估算了过去600年部分时段帕劳附近海域的SST。但是，该研究存在明显的不足，样品分析的时间分辨率较低，而且没有充分考虑海水δ¹⁸O_w变化对壳体δ¹⁸O_c的影响，导致其重建的SST存在较大不确定性。

针对上述问题，本研究对采自帕劳群岛的现代库氏砗磲（T. gigas, Tridacna gigas）样本PL-1进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获得的壳体天纹层，得到了该砗磲的生长时间跨度（约13年）以及天生长速率的变化。随后，利用天纹层的约束，对氧同位素的年代学框架进行了标定，获得了帕劳砗磲约13年的月分辨率δ¹⁸O_c序列（1999—2012年）。进一步分析发现，帕劳砗磲内层壳体δ¹⁸O_c在一定程度上记录了ENSO活动导致的区域水文气候变化，表明帕劳砗磲壳体的天纹层和高分辨率的氧同位素有潜力用于重建区域水文气候变化历史，以及热带太平洋的ENSO活动。

1.   材料与方法

1.1   研究区概况

帕劳位于WPWP西北部边缘（7°13'N、133°14'E），菲律宾以东约700 km，关岛东南约1 300 km^[50-51]（图1）。由8个主岛，12个中型岛屿及数百个小岛组成^[50-51]。科罗尔岛处于西向北赤道流（主岛以北）和东向流北赤道逆流（主岛以南）的交汇处，11月至次年3月常盛行东北信风，4月至5月期间风向会发生变化，6月至10月则盛行南—西南季风，区域年际尺度气候变化受ENSO的影响显著^{[47, 50, 63-64]}。

图  1  西北太平洋2月（最冷月）与6月（最暖月）平均SST分布（1955—2017年）和帕劳位置示意图

图中白色标记点为帕劳，SST数据来自WOA：http://odv.awi.de/data/ocean/

Figure  1.  The monthly average SST of February （coldest month） and June （warmest month） in the northwestern Pacific （1955—2017） and the location of Palau

The location of the Palau is marked by white point , SST data is obtained from WOA: http://odv.awi.de/data/ocean/

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为分析帕劳现代气候变化特征，本次研究收集了帕劳科罗尔机场的降水资料（https://www.ncdc.noaa.gov/IPS/lcd/lcd.html?_page=1&state=PI&stationID=40309&_），再分析格点数据IGOSS SST（http://iridl.ldeo.columbia.edu/SOURCES/.IGOSS/.nmc/.Reyn_SmithOIv2/.monthly/.sst/），SODA 3.3.1的盐度资料（SSS, Sea Surface Salinity, http://apdrc.soest.hawaii.edu/dods/public_data/SODA/soda_3.3.1/）以及与ENSO相关的部分指数，如南方涛动指数（SOI, Southern Oscillation Index, https://psl.noaa.gov/data/climateindices/），海洋尼诺指数（ONI, Ocean Niño Index, https://origin.cpc.ncep.noaa.gov/products/analysis_monitoring/ensostuff/ONI_v5.php），多元ENSO指数（MEI, Multivariate ENSO Index, https://www.psl.noaa.gov/enso/mei/）等资料。以上数据的时间分辨率均为月，为更好地分析帕劳年际尺度的气候变化特征，对SST、SSS及MEI曲线进行了12点滑动平均处理（图2）；此外，经分析获得了帕劳20年（1995—2015年）的SST、SSS及降水量的平均态（图3）。

图  2  帕劳器测资料和ENSO指数的对比（1995—2015年）

a. 帕劳月平均SST记录，b. 帕劳月平均SSS记录，c. MEI记录，d. ONI记录，e. 帕劳月平均降水记录；图中a、b、c中的粗实线均为12点滑动平均曲线，图d中红色和蓝色虚线分别为El Niño事件（0.5 ℃）和La Niña事件（−0.5 ℃）的检测阈值，淡红色阴影表示El Niño事件。

Figure  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 Niño event （0.5 ℃） and La Niña event （−0.5 ℃）, respectively. The light red shading represents El Niño event.

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图  3  1995—2015年帕劳多年月平均SSS（a）、SST（b）和降水（c）

Figure  3.  The multi-a monthly average SSS （a）, SST （b） and Precipitation （c） of Palau （1995—2015）

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1.2   样品前处理及激光共聚焦成像

本次用于实验的样品为采自帕劳的现代活体T.gigas PL-1，采集时间为2012年10月，长约58 cm，宽约32 cm。样品PL-1自野外采集回来后，首先用水冲洗壳体表面，将其在水中浸泡1～2天，用刷子去除其内部残余的软组织，然后使用去离子水清洗4～5遍，放入烘箱，在40 ℃环境下烘干。最后沿壳体的切割线（图4a），从铰合区至壳体边缘切下一个2～3 cm厚的薄板，再从薄板中选取内层生长较为规则的部分，制作薄片进行激光共聚焦图像拍摄和稳定同位素分析（图4b）。

图  4  帕劳砗磲PL-1壳体（a）、内层薄片（b）及内层激光共聚焦图像（c）

Figure  4.  Photograph of T. gigas PL-1（a）, slab of PL-1（b）, and laser scanning confocal image of inner shell（c）

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激光共聚焦成像在中国科学院地球环境研究所完成，使用激光共聚焦显微镜（A1HD25：A1-SHS-LFOV）进行图像拍摄。使用磨盘及砂纸将制好的砗磲内层薄片表面磨平，在样品薄片表面没有明显划痕后，使用直径为1 μm的抛光膏进行抛光，完成后将其放入纯水浴中超声清洗30 min，并晾干。将处理好的薄片放置于激光共聚焦显微镜载物台上，选择一个大致垂直生长纹层的方向，画好标记线，标示内层边缘至外层方向，随后对整个样品薄片进行激光共聚焦图像拍摄，确定砗磲的天纹层数及其天生长速率。在稳定同位素粉末采样完成之后，再次对样品薄片进行激光共聚焦成像，确定氧同位素采样的位置及其可能对应的天纹层，以此建立相对合理的砗磲内层壳体δ¹⁸O_c的年代学框架。

1.3   稳定同位素分析

根据PL-1的激光共聚焦图像显示，该壳体在幼年期生长较快（约0.5～0.8 mm/month），成年期生长较慢（约0.3 mm/month）；加上采样条件的限制，为获得较高分辨率（至少达到月分辨率）的粉末样^[52]，本研究设置前400个样品的采样间隔为0.1 mm（成年期），后326个样品的采样间隔为0.15 mm（幼年期），取样深度约0.08 mm，长度约2 mm。将样品薄片固定在实验室自主研发的微区取样仪上，用酒精将表面清洁干净之后，使用直径为0.5 mm的微钻从内层至外层边缘（图4b），平行于壳体生长方向进行取样。每次采样需尽量保证采样方向与纹层延伸方向垂直，而且要求尽可能少的切换采样方向，以减少重复样品的干扰。在对下一个样品进行采集之前，使用清洁球将上一个样品的残余粉末去除干净，样品采集成功后使用一次性硫酸纸将其转入特制的玻璃瓶中以备稳定同位素分析。

稳定同位素分析测试在中国科学院地球环境研究所完成。使用配备有Kiel IV碳酸盐装置的DEVLTA V ADVANTAGE同位素比率质谱仪进行测试。选择的实验室标准样品为GBW04405，结果以相对于V-PDB标准的千分之偏差（δ）表示：

试验的外精度约为0.102‰（n=130, 1σ）。

2.   结果

2.1   砗磲内层壳体激光共聚焦成像及年代学框架

砗磲内层壳体的激光共聚焦图像表现为荧光亮带和暗带交替出现，暗带宽度约为亮带的2～4倍（图4c）。此外，壳体共聚焦图像还偶尔会出现荧光超亮带，可能与该地区营养物质的突然增多有关^[35]（图4c）。荧光亮带和暗带可能分别代表沉积较窄的夜晚和沉积较宽的白天，一组荧光亮带和暗带为壳体一天的生长增量，其宽度可通过软件（CooRecorder v9.3）获得^[46]。

为减小天纹层计数及纹层宽度与采样距离之间的误差，由2人对天纹层数及宽度进行了共4次统计。统计结果表明，帕劳砗磲PL-1内层总计有4 975个天纹层，约生长了13.63 a，4次统计的总纹层数一倍标准偏差为41 d，年平均一倍标准偏差约为3 d/a。内层壳体总生长厚度约为80.59 mm，日生长速率约为3～60 μm/d，平均日生长速率约为16 μm/d。平均年生长速率约为6.52 mm/a，大于大堡礁棕榈岛库氏砗磲的3 mm/a^[65]，与南海南部库氏砗磲的5.8 mm/a^[46]、苏拉威西岛磷砗磲的第二生长阶段约6 mm/a相近^[40]。

采样完成后的共聚焦图像显示，氧同位素粉末样品自内层边缘约55层（约0.67 mm）开始采集，至超出内层约26层（约0.53 mm），重复采样的天纹层约96层（约1.85 mm）。因此，氧同位素粉末样品覆盖的内层天纹层层数约为4 920层（约79.92 mm），共约13.48 a。扣除重复采样的天纹层数宽度后，实际粉末样采样长度（86.53 mm）与相应覆盖的天纹层长度相差约6.61 mm，长度误差约为8.27%（6.61/79.92）。结合天纹层和PL-1的采集时间，确定采集的粉末样覆盖时间约为2012年8月—1999年2月，并据此对帕劳砗磲PL-1的氧同位素年代学进行了标定（图5b），使用软件AnalySeries 2.0.8对氧同位素进行12点/年插值，得到了月分辨率的氧同位素序列（图5c）。

图  5  PL-1内层δ¹⁸O_c（a）、δ¹⁸O_c年龄模型（b）、12点插值的δ¹⁸O_c（c）、内层壳体的年生长速率（d）

Figure  5.  The δ¹⁸O_c profile （a）, the chronology of δ¹⁸O_c profile （b）, the 12-point profile of δ¹⁸O_c （c） and the annual growth rate of inner shell of PL-1 （d）

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2.2   氧同位素

通过高分辨率的稳定同位素分析，得到了PL-1的氧同位素记录，采样长度总计约为88.9 mm，共分析726个粉末样品。δ¹⁸O_c的最大值为−1.327‰，最小值为−2.665‰，平均值为−1.935‰，δ¹⁸O_c曲线呈现出毛刺状的峰和谷（图5a）。前人研究认为氧同位素的低值谷和高值峰可能分别对应温暖湿润的夏季和相对凉爽干燥的冬季^{[25, 37]}。Jones等^[14]在研究Rose Atoll的长砗磲时，发现δ¹⁸O_c的变化振幅在其性成熟前后会发生较大的改变，认为是砗磲对能量的利用由早期侧重生长转化到了晚期侧重生殖，导致δ¹⁸O_c波动范围变小。但这一现象在后期的多个砗磲氧同位素研究中均未观测到，可能是因为前述研究者在采样过程中没有考虑砗磲生长速率的变化，采用的采样方法不合理所导致^{[14, 66]}。插值结果显示，帕劳砗磲PL-1的δ¹⁸O_c呈现低值双谷模式，δ¹⁸O_c的年振幅范围约为0.39‰～0.84‰，平均年振幅约为0.615‰（图5c），且没有观测到数值或振幅随壳体生长而发生明显改变的现象（图5a）。因此，可以推断帕劳砗磲PL-1的性成熟并不会显著改变其壳体的氧同位素变化。

3.   讨论

3.1   确定δ¹⁸O_c的年代学框架

在古气候研究中，确定古气候载体的年代学框架是研究气候变化的前提。Aharon等^[23]通过透射光发现了巴布亚新几内亚的化石砗磲内层壳体具有明暗交替的条纹，结合氧同位素分析，认为这是内层壳体在冬季有机质积累较多，夏季有机质积累较少而使壳体内层显示出明暗交替的季节性生长纹层^[37]。这种明暗相间的年纹层，通常可以用于相对年代学的标定，为砗磲古气候研究提供准确的年代学框架^{[31, 41]}。

但在本研究中使用的帕劳现代库氏砗磲PL-1的生长截面上，并没有观察到这种清晰可见的年纹层（图4b）。通过对比分析发现，现代砗磲年纹层的清晰度可能与砗磲栖息地气候的季节性变化幅度有关，冬夏温差或降水差越大，壳体的年纹层通常越清晰^{[18, 39, 65]}。已有研究中，具有清晰年纹层的现代砗磲，通常来自平均SST年较差（SST最高月与最低月之差）较大的地区，如日本石垣岛（约为10 ℃）^[24]、琉球群岛（约为9 ℃）^{[27, 31]}、中国南海西沙（约为5 ℃）^[33]、美国萨摩亚群岛（约为6 ℃）^[66]、澳大利亚棕榈岛（约为8 ℃）^[65]、新喀里多尼亚（约为9 ℃）^[25]等。而来自SST年较差小于3 ℃区域的现代砗磲，如印度尼西亚苏拉威西岛（约为1.75 ℃）^[40]、巴布亚新几内亚Huon半岛（约为1.5 ℃）^{[18, 23, 39]}等，则通常难以观察到清晰可见的年纹层。

帕劳处于热带区域，多年月平均SST常大于28.5 ℃，SST平均年较差约为1.6 ℃（1995—2015年）。即使是在1997—1998年的ENSO事件中，帕劳月平均SST的最大振幅也仅约4 ℃^[67]。较小的气候季节性差异，导致砗磲内层在不同季节的碳酸盐沉积差异不明显，PL-1内层薄片仅能观察到模糊的年纹层。因此，如果在本次研究中使用砗磲的年纹层来标定帕劳砗磲PL-1氧同位素的年代学框架，可能会导致较大的定年误差。

除了年纹层外，天生长纹层也在部分砗磲中被观测到^[37]。研究人员通过扫描电镜^[60]、光学显微镜^{[27, 40, 43, 68]}、高频无创瓣膜计^[36]等方法相继发现了砗磲壳体的天纹层。最近Yan等^[35]和Ma等^[46]使用激光共聚焦成像对南海库氏砗磲壳体进行了观察分析，发现砗磲内层壳体在显微图像中交替出现荧光亮带和暗带，认为可能分别代表了沉积有机质较多的夜晚和有机质较少的白天，相邻亮带之间的宽度约为5～60 μm。此外，通过多种交叉检验发现，南海砗磲壳体的天纹层没有明显的缺层现象^{[35, 46]}。同时，巴布亚新几内亚地区的砗磲壳体内层的天纹层也没有发现明显的缺层现象^{[37, 40]}。

通过激光共聚焦显微成像，发现帕劳砗磲存在较为清晰的天生长纹层，可为标定氧同位素序列的年代学框架提供辅助^[18]。根据激光共聚焦成像和采样记录显示，实际氧同位素采样长度与相应的天纹层宽度相差约6.61 mm。分析该误差可能来自两个方面：一方面源自统计天纹层宽度时所产生的误差，包括统计平行纹层时产生的累计误差，以及在天纹层延展方向变化较大的区域切换统计纹层的方向所导致的偏差；另一方面来自粉末样的采集，难以保证氧同位素的采样方向与微小天纹层的延展方向完全垂直，使得每个氧同位素粉末样品所代表的天纹层有所重叠，最终导致氧同位素的采样距离比天纹层统计得到的长度略长。在本研究中，采取下述几种方法来减小和校准这种误差：①由两个工作人员对纹层数及宽度进行多次统计，减少纹层天数上的误差；②在统计纹层宽度时，选择天纹层较为清晰、平直的区域，统计时尽可能地保持相邻两个纹层之间相互垂直，并尽量减少切换统计纹层方向的次数，在少量图像不清晰的地方，以相邻纹层宽度为参考，等间距延伸；③选择采集粉末样品的方向尽量与天纹层的延展方向垂直；④结合采样记录，在扣除粉末样品重复覆盖的天纹层宽度后，将两者之间的误差平均分配给4 920个天纹层，可得到累计天纹层长度与采样记录长度相同的距离坐标。在完成校准后，利用天纹层，结合活体砗磲样本PL-1的采集时间（2012年10月），根据每年365天的纹层增量，即可对同位素样品所代表的碳酸盐生长时间点和时间跨度进行标定，获得氧同位素序列的年代学框架（图5b）。

通常情况下，砗磲的生长速率会随砗磲的生长逐渐降低^{[40, 43, 65]}。帕劳砗磲PL-1的天纹层结果显示，该砗磲在第一年生长速率较慢，约为4.66 mm/a。在其2～4龄时，生长速率较快，年生长速率平均约为7.67 mm/a（图5d）。4龄以后平均年生长速率约为6.1 mm/a。壳体氧同位素的年代学标定结果显示，在砗磲幼年期（1～4 a），每个氧同位素粉末样代表的时间跨度约为6～10 d；在成年期后（约4龄以后），每个粉末样代表的时间跨度约为20～24 d。虽然每一个氧同位素数据代表的时间跨度有所差别，但是每个氧同位素数据跨越的时间范围基本都在1个月以内，数据的真实时间分辨率高于月分辨率。

3.2   壳体δ¹⁸O_c的影响因素

砗磲氧同位素的研究始于20世纪80年代，Aharon等^[17]利用巴布亚新几内亚Huon半岛的化石砗磲壳体氧同位素，结合珊瑚阶地的相对变化，重建了晚第四纪的海平面变化。随后，作者又发现砗磲内层壳体在形成过程中，其氧同位素体系与周围的海水环境基本保持同位素分馏平衡，砗磲内层壳体δ¹⁸O_c主要受SST和δ¹⁸O_w的影响^[23]。这一观点在随后的几十年里被其他多个砗磲研究工作所证实^{[25, 27-28, 38, 65]}。但是，也有学者认为砗磲内层壳体的氧同位素可能还会受到埋藏成岩矿物相变^{[21, 23]}、生长趋势^{[14, 32, 41, 66, 69]}、大陆河流淡水输入^{[32, 70]}等因素的影响。

在矿物沉积过程中，埋藏成岩矿物蚀变可能会使矿物内部的晶格发生变化，导致砗磲壳体内的氧同位素组成发生变化^{[21, 37]}。由于本次用于分析的帕劳砗磲PL-1为现代活体砗磲，而非化石砗磲，所以并不会受到埋藏过程中成岩矿物相变的影响^[20]。此外，测试结果显示（图5c），δ¹⁸O_c的数值和年振幅没有显示出随个体生长而发生明显变化的趋势。同时，砗磲内层壳体的δ¹⁸O_c年振幅与年生长速率之间也没有观察到显著的相关性（图6）。这些结果表明，帕劳砗磲PL-1的个体生命效应对δ¹⁸O_c没有显著的影响。而且帕劳地处热带开阔大洋，不会受到大陆河流输入的影响，壳体δ¹⁸O_c的变化可能主要受外部气候环境变化的控制。

图  6  PL-1 δ¹⁸O_c年振幅和年生长速率的相关性

Figure  6.  The correlation between the δ¹⁸O_c annual amplitude and annual growth rate of PL-1

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据IGOSS STT记录显示，帕劳1999年2月—2012年8月期间，SST平均年较差约为1.47 ℃。依照前人建立的双壳类文石与SST之间的经验公式（2）^[38]：

公式（2）中SST为海表温度（℃），δ¹⁸O_c为壳体氧同位素（V-PDB, ‰），δ¹⁸O_w为海水氧同位素（V-PDB, ‰）。若视海水δ¹⁸O_w不变时，SST变化对δ¹⁸O_c平均年振幅（0.615‰）的贡献约为50.9%（图7a）。SST在一年之中的两次峰值可能是导致δ¹⁸O_c出现低值双谷的原因（图5c）。

图  7  格点SST和SODA SSS（a）、实测SST和δ¹⁸O_w（b）对δ¹⁸O_c年振幅的贡献

Figure  7.  The contributions of instrumental SST and SODA SSS （a）, suit SST and suit δ¹⁸O_w （b） to the annual amplitude of δ¹⁸O_c

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已有的研究表明，在开放海洋中，δ¹⁸O_w的变化常与该区域的SSS有着良好的对应关系^{[67, 71-72]}。在海水δ¹⁸O_w未知的区域，可根据观测的SSS，结合当地建立的SSS-δ¹⁸O_w经验公式来反推δ¹⁸O_w的变化^{[32, 46]}。根据SODA 1999年2月—2012年8月的SSS记录显示，帕劳附近的SSS平均年较差（SSS最高月与最低月之差）约为0.55 psu，结合当地建立的SSS-δ¹⁸O_w的经验公式（3）^[67]：

公式（3）中，δ¹⁸O_w为海水氧同位素（SMOW, ‰），SSS为海表面盐度（psu）。δ¹⁸O_w（V-PDB, ‰）与δ¹⁸O_w（SMOW, ‰）之间相差约0.2‰^[46]。若视SST不变，SSS变化对δ¹⁸O_c平均年振幅（0.615‰）的贡献约为37.6%（图7a）。

除格点SST与SSS资料，我们也根据1999年2月—2003年7月期间帕劳地区部分实地观测资料^{[59, 67]}，对SST和δ¹⁸O_w的贡献进行了计算。结果显示，实测SST变化（1.45 ℃）对δ¹⁸O_c平均年振幅（0.615‰）的贡献约为50.4%（图7b）；实测的δ¹⁸O_w变化（0.302‰）对δ¹⁸O_c平均年振幅的贡献约为49.1%（图7b），较根据SODA SSS反推的δ¹⁸O_w的贡献（37.6%）略大。该结果说明，若利用SODA的SSS来反推δ¹⁸O_w的变化，很可能会低估了海水δ¹⁸O_w对δ¹⁸O_c的贡献。实测资料与格点资料推算结果的不一致可能与格点资料的不确定性有关。

因此，认为在帕劳地区，SST和SSS的变化对砗磲δ¹⁸O_c变化的贡献可能是相当的。这一结果与我国南海西沙、日本琉球群岛等地存在显著差异，在这两个区域，SST变化对砗磲δ¹⁸O_c变化的贡献值超过了70%，占主导地位^{[9, 33]}。将砗磲δ¹⁸O_c序列与帕劳当地SST、SSS以及降水分别进行回归分析，结果表明，砗磲δ¹⁸O_c序列与SST、SSS和降水之间均存在一定的相关性，但相关系数均不高（图8a、b、c），而经12点平滑处理的δ¹⁸O_c与SST、SSS、降水的相关性略有提升，相关系数分别约为−0.24，0.46及−0.26（n=141, p＜0.05），进一步证明了帕劳砗磲δ¹⁸O_c受到SST和海水δ¹⁸O_w的共同控制，而不是其中某一个因子主导。

图  8  12点δ¹⁸O_c与SST（a），SSS（b），降水（c）之间的对比

蓝色实线为12点插值的δ¹⁸O_c，红色实线为SST，黄色实线为SSS，绿色实线为降水。

Figure  8.  The comparison of 12-point profile of δ¹⁸O_c with SST （a）, SSS （b）, and Precipitation （c）

The blue solid line is the 12-point profile of δ¹⁸O_c, the red solid line is SST, the yellow solid line is SSS, the green solid line is Precipitation.

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综上所述，帕劳砗磲内层壳体δ¹⁸O_c主要受周围海水SST和δ¹⁸O_w组成的影响，可以记录周围环境水文变化的信息。但该区域较低的SST季节性和充沛且不规律的降水使得壳体δ¹⁸O_c的年周期不明显，高分辨率的氧同位素数据常出现毛刺状峰值。同时，本次使用的SST为格点再分析数据，SSS则是由少量观测数据进行网格插值的结果，可能无法准确纪录局地SST和SSS的快速变化，导致实测的δ¹⁸O_c和δ¹⁸O_c估算值的相关性较低（r=0.275, p＜0.05）。要对帕劳现代砗磲δ¹⁸O_c进行准确的校准，还需要进一步获取更多高精度的原位SST及δ¹⁸O_w观测数据。

3.3   δ¹⁸O_c与ENSO之间的联系

ENSO是全球气候年际异常的最强信号，对热带太平洋地区的水文气候变化影响尤其显著^[73]。开展不同时间尺度ENSO变化的重建，研究其变化规律，是预测未来气候变化的重要基础^[74]。ENSO活动发生的时间通常从几个月到几年不等，准确重建过去的ENSO活动，需要年、最好是月分辨率的古气候记录^[75]。但目前来自热带太平洋的此类高分辨率古气候记录仍然非常稀少，这也导致对过去不同时间尺度ENSO活动的认识还存在很大的不确定性，极大地限制了对ENSO的理解和预测^{[13, 74, 76]}。

帕劳位于WPWP西北边缘，区域年际气候变化受ENSO活动的显著影响^[50]。根据1995—2015年的IGOSS SST资料显示，帕劳多年平均SST约为29.2 ℃，SST年振幅约为1.6 ℃；多年月平均SST呈现出双峰模式，第一个峰值常出现在每年5—6月，第二个峰值常出现在每年10—11月，全年最低温一般出现在每年2月（图3a），双峰模式与一年中太阳越过赤道两次有关^[46]。在El Niño期间，帕劳附近的SST通常会降低，La Niña时期则会相对升高（图2a）。据科罗多尔机场1995—2015年的降水记录显示，该地区年总降水常超过3 700 mm，降水年平均振幅约为390 mm。月降水曲线呈较大的波动，如1997—1998年、2004—2005年及2010年降水出现极低值，为典型的El Niño年；1998—2001年、2007—2008年、2010—2011年出现较大的降水峰值，对应典型的La Niña年（图2e）。多年月平均降水峰值一般出现在每年6—7月，最低值常出现在每年2月，整体呈一个W型（图3b），与多年月平均SST显著正相关（r=0.65, n=12, p＜0.05）。据SODA 1995—2015年的SSS记录显示，该地区的年平均SSS约为33.93 psu，SSS平均年振幅约为0.54 psu。帕劳多年月平均SSS最低值一般出现在每年6月，约为33.85 psu，最高值通常出现在每年3月，约为34.05 psu（图3a），与多年月平均降水显著负相关（r=−0.77, n=12, p＜0.05），SSS年际变化的峰值和谷值通常与El Niño和La Niña事件有较好的对应关系（图2b）。在壳体存活期间，经12点平滑处理的SST，降水及SSS与MEI的相关性分别约为−0.66、−0.26、0.64（n=141，p＜0.05）。

在El Niño期间，帕劳周边的SST相对降低，降水相对减少，可能会导致海洋生物碳酸盐中的δ¹⁸O值偏正；在La Niña期间，则表现为高温多雨，充沛的降水会导致海水表面δ¹⁸O_w相对偏负，结合SST变化，均可能导致海洋生物碳酸盐中的δ¹⁸O值偏负^{[32, 45, 55–59, 67, 74]}。据此推测，帕劳砗磲内层壳体δ¹⁸O_c的年际变化有可能能够记录热带太平洋的ENSO活动。

我们计算了帕劳砗磲PL-1的氧同位素异常值（δ¹⁸OA）同期海表面温度异常（SSTA）、降水异常及海表面盐度异常（SSSA），并对它们进行一年滑动平均处理，与典型的ENSO活动指数（MEI和SOI）曲线进行了对比（图9）。

图  9  δ¹⁸OA（a）与SSTA（b）、降水异常（c）、SSSA（d）、MEI（e）、SOI（f）的对比

图中粗实线均为1年滑动平均曲线；蓝色和红色阴影分别代表由ONI指示的La Niña与El Niño事件，带斜杠的蓝色阴影代表δ¹⁸OA未检测出的La Niña；δ¹⁸OA、SSSA、MEI的纵轴为逆序坐标。

Figure  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 Niña and El Niño events indicated by ONI, respectively; the blue bar with slashes represents the La Niña event that is not detected by δ¹⁸OA; the vertical axes of δ¹⁸OA, SSSA and MEI are reversed.

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根据ONI指数显示，在1999年2月—2012年8月，共发生了6次La Niña事件和4次El Niño事件（图9）。当La Niña发生时，MEI为负（图9e），SOI为正（图9f），帕劳区域的SSTA通常会偏正（图9b），降水异常偏正（图9c），SSSA偏负（图9d），δ¹⁸OA也出现负值高峰（图9a）。δ¹⁸OA的负值峰成功检测出了1999—2001、2006、2009及2012年的La Niña。但δ¹⁸OA对2008年La Niña的记录不清晰，可能是在2008年La Niña发展的早、中期，降水并没有发生明显的变化，而发展到末期，才出现了较为明显的降水正异常，导致δ¹⁸OA在后期才出现了明显的负异常；此外，δ¹⁸OA虽检测出了2011年的La Niña，但信号较弱，可能是由于2010年末期的降水负异常与2011年早期的降水正异常经平滑处理后相互抵消导致（图9a）。在2002年和2004年期间，SOI出现了多次正异常的震荡（图9f），虽然没有发展为典型的La Niña事件，但是帕劳地区的降水均出现了显著的正异常（图9c），这也导致δ¹⁸OA明显偏负，记录到了假的La Niña信号。当El Niño发生时，MEI则为正值，SOI为负值，帕劳区域的SST相对降低，降水减少，SSS相对升高，δ¹⁸OA也出现正值高峰。δ¹⁸OA的正异常较为成功地检测出了2002—2003、2004—2005、2006—2007及2009—2010年的El Niño（图9a）。经12点平滑处理的δ¹⁸OA与MEI及SOI的相关性分别约为0.43和−0.38（n=141，p＜0.05）。

总体来说，帕劳砗磲δ¹⁸OA在一定程度上记录了热带太平洋ENSO活动对当地水文气候变化的影响。在El Niño事件期间，帕劳地区温度降低，降水减少，δ¹⁸OA通常出现正异常；在La Niña事件期间，则温度偏高，降水增多，δ¹⁸OA通常出现负异常。通过对比δ¹⁸OA对La Niña和El Niño的检出率发现，帕劳砗磲的氧同位素变化可能对El Niño的响应更为敏感。

4.   结论

（1）帕劳砗磲PL-1内层壳体有清晰的天纹层结构，天纹层计数和天纹层宽度可用于建立较为准确的相对年代学框架；帕劳砗磲δ¹⁸O_c的平均年振幅约为0.615‰，δ¹⁸O_c的数值和年振幅没有受到砗磲个体生命效应的显著影响。

（2）通过现代器测资料的计算表明，帕劳当地SST和海水δ¹⁸O_w变化对砗磲δ¹⁸O_c的季节变化贡献相当，各约占一半。

（3）帕劳地区保存完好的砗磲壳体是进行高分辨率古气候研究的良好材料，其天纹层可以辅助进行高分辨率年代学框架的构建，而δ¹⁸O_c则可以记录当地的水文气候变化，结合更多原位资料，具有探讨热带太平洋ENSO活动变化的潜力。

砗磲生长在珊瑚礁盘，死亡后其壳体会直接沉积在珊瑚礁盘中，在珊瑚礁中从上往下采集，通常可获得到较为连续的化石砗磲沉积序列，样品的时间连续性较好。因此，砗磲和珊瑚的相互结合和交叉检验，可为重建较长时间序列热带高分辨率气候变化提供重要样本。此外，砗磲独特的天纹层结构，还可以提供天生长速率、微量元素变化等天―小时分辨率的生物地球化学记录，具有开展超高分辨率古天气研究的潜力。