High-resolution records of sea surface temperature and salinity in the East China Sea in the last 14.2 ka: Implication from alkenone and its hydrogen isotopes
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摘要: 东海古海洋环境条件（如海表温度（SST）和盐度（SSS））研究显示其与低纬热带大洋和东亚季风（EAM）的水文气候变化存在不同步的特征。然而末次冰消期以来，东海表层水温和表层盐度如何对东亚季风和低纬热带大洋的协同作用作出响应，目前尚不清楚。本文基于近1.4万年来东海的高分辨率岩芯中长链烯酮及其氢同位素（δDalkenone）的表层温盐记录，以了解不同时间尺度上的驱动机制。结果表明，东海表层水温、盐度具有不同时间尺度的变化，为约1500 a的千年尺度以及约750、350和120 a的百年尺度的周期波动。在末次冰消期和全新世早期，由于黑潮增强将高温、高盐海水带入东海，导致表层水温度、盐度均较高。在全新世早中期（9.0～5.0 kaBP），由于东海水动力环流形成，并受高纬大气变化和低纬热带大洋环流的双重影响，从而引起显著的海洋层化现象，导致海表出现高而稳定的表层水温和相对较低的表层盐度。5.0～2.7 kaBP，东亚冬季风似乎有所增强，而东亚夏季风减弱，从而导致东海的上升流增强。这可能是由于黑潮势力减弱，随后导致东海的低SST和高SSS现象。全新世晚期，东海表层水温和表层盐度呈下降趋势，这与黑潮变化几乎同步。Abstract: Palaeoceanographic environmental conditions in the East China Sea (ECS) shown as sea surface temperature (SST) and salinity (SSS) may reveal asynchronous hydroclimate changes from low-latitude warm ocean and East Asian monsoon (EAM). However, it remains unclear whether the SST and SSS in the ECS showed a notable response to the spatiotemporal patterns of hydroclimate with the synergistic impacts of the EAM and tropical ocean since the last deglaciation. The SST and SSS records based on alkenone and its hydrogen isotopes (δDalkenone) with a high-resolution core from the ECS over the last 14 ka were analyzed to understand the forcing mechanisms on different timescales. Results indicate that the SST and SSS of the ECS fluctuated in millennial (～1500 a) and centennial (～750 a, ～350 a , and ～ 120 a) scales. During the last deglaciation and early Holocene, the Kuroshio was strengthened and carried relatively warm and salty seawater into the ECS, thus the SST and SSS were generally higher than normal ones. During the middle Holocene (9.0～5.0 kaBP), freshwater discharged into the ECS, followed by the regulation of its hydrodynamic circulations, which might create strong upper-ocean stratification, high and stable SST, and relatively low SSS. During 5.0~2.7 kaBP, the East Asian Winter Monsoon seemed to be strengthened, while the East Asian Summer Monsoon weakened, which enhanced the upwelling in the ECS due probably to the weakening of the Kuroshio, and subsequently led to the low SST and high SSS in the ECS. In the late Holocene, the surface water temperature and salinity in the ECS showed a decreasing trend, which was almost synchronous with the changes in the Kuroshio. This study presents new lights for further understanding of the low-latitude forcing on the paleoenvironmental evolution in marginal sea.
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Keywords:
- alkenone /
- δD /
- Kuroshio /
- millennial and centennial scales /
- East Asian monsoon /
- East China Sea
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以往研究表明，全新世气候存在不稳定性和显著波动[1-3]，全球气候千年尺度的冷暖变化在冰消期的事件序列中得到了揭示[4]。这种模式是由全球尺度过程引起的，如大西洋经向翻转环流(AMOC)的变化和主要大气环流的纬向变化。假设气候系统的波动超过某一阈值，气候会突然发生变化，然后气候演变到一个新的状态[4]。因此，研究第四纪期间的快速气候变化，对于理解气候系统在短时间尺度的响应模式和评估当前人类活动对未来气候的潜在影响具有至关重要的作用[5]。
泥炭、冰芯、湖泊沉积物、花粉、石笋和树木年轮等高精度年代证据可揭示千年和百年时间尺度上的古气候和古环境突变。然而，具有高分辨率海洋记录很少。边缘海是大陆与海洋之间的主要连接和相互作用带，具有较高的沉积速率，在全球气候变化中起着重要作用[6-7]。东海是世界上最宽的大陆架之一，接收了由长江和其他沿海河流提供的大量陆源沉积物[8]。此外，包括东亚冬季风（EAWM）和东亚夏季风（EASM）的东亚季风系统和源于低纬度太平洋的黑潮对东海古海洋学演化有强烈影响。因此，近几十年来，东海一直是古海洋学和陆海相互作用研究的热点地区[7,9-20]。
海表温度（SST）和盐度（SSS）是全球海洋和气候系统的两个重要参数，有助于了解海洋学的变化及其对过去气候变化的影响。在最近的研究中，生物标志物，如 TEX86，已被用于重建东海的表层水温记录[18,21-22]。然而，由于浮游有孔虫的限制，表层盐度记录很难重建。先前的研究利用一些沉积学和地球化学指标确定了泥质沉积物的分布、沉积动力学、沉积物来源以及东海的古环境演化[7,13,15,18]。来自东海的 SST 记录在全新世中晚期也显示出变化，这可归因于东亚冬季风和太阳活动变化的影响[18]， 或来自黑潮[23]以及海平面的调控。到目前为止，虽然存在一些独立指标来重建SST，但对中国边缘海SSS的变化知之甚少。此外，大多数已发表记录的分辨率太低，无法揭示末次冰消期以来东海详细的SST和SSS时空变化和驱动机制。因此，东海的古环境条件作为一个整体是如何变化并响应气候—海洋控制因子的，目前还不清楚。因此，详细的古海洋记录对于约束和理解边缘海SST和SSS的演变机制及其联系，以及它们是如何响应高纬度气候变化和低纬度海洋过程是必要的。本文基于来自过去1.4万年来东海的C37长链烯酮和C37氢同位素（δDalkenone）对SST和SSS进行了重建，揭示了东海中SST和SSS的千年和百年尺度变化。这一工作有助于理解引起SST和SSS变化的驱动机制、东海和高纬度地区（如北大西洋和太平洋）之间的遥相关，以及末次冰消期和全新世时期热带太平洋的变化。
1. 研究区概况
东海是世界上最大的边缘海之一，位于西太平洋和东亚大陆之间（图1）。该地区受东亚冬季风的高纬度气候驱动和热带-亚热带海洋环流的影响[24-25]。东亚季风是由西太平洋暖池和亚洲大陆之间不同的潜热造成的，是季节到千年尺度气候动力学的基础[26]。
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图 1 研究区域和采样站a：东海的表层沉积物和岩芯 CS11（深蓝色方块），b：西太平洋岩芯顶部沉积物。图中显示了东海现代夏、冬季风和主要海表洋流，包括东亚冬季风、东亚夏季风、长江冲淡水、 台湾暖流、黑潮和对马暖流。标记了本研究中相关的岩芯，包括 PC-1[22]、255[11]、1202B[33-34]、A03-B[35]、Oki02[36]和 MD063-05[37]。图b中虚线正方形所划区域是图a的所在区域，灰线画圈区域为浙闽泥质区。Figure 1. Study area and sampling stationsa: surface sediment and core CS11 in the ECS (dark blue square). b: top-core sediment in the western Pacific. Modern summer and winter monsoon and major surface currents in the East China Sea are shown, including East Asian winter monsoon, East Asian summer monsoon, Changjiang River Diluted Water, Taiwan Warm Current, Kuroshio and Tsushima Warm current. The cores used to correlate in this study are marked, including PC-1[22], 255[11], 1202B [33,34], A03-B[35], Oki02 [36], and MD063–05[37]. The dotted line square is the region of (a). The area of grey line means the Zhe-Min mud area. The color in (b) is the sea surface salinity.黑潮是源于西太平洋北赤道流的西部边界流，对中高纬地区的热量和水汽输送、上层海洋热结构以及东海和黄海地区的海洋沉积物分布起着关键作用[27]。台湾暖流是黑潮的一个分支， 其流量在春季随着东北季风的减弱而开始增加，并在夏季西南季风盛行时达到最大值[28]。70～220 m深度的黑潮次表层水富含营养物质上涌至陆坡，从外大陆架向内侵入东海[29]，为东海贡献了大量营养物质，是长江和黄河输入量的数倍[30]。东海的上升流通常在6、7、8月比较强盛，是对东亚夏季风和台湾暖流的响应。在台湾西北部，次表层水随后向西向下，然后再次上涌[31]。在如今，沿海上升流区冬季出现在 122°25′E 以西 ， 夏季延伸至 122°45′E [32]。
2. 材料和方法
2.1 样品收集
2012年 4 月在东海大陆架采集了一根重力岩芯 CS11（26.073°N、121.508°E）（图1），水深 71.8 m，岩芯长度4.1 m，并且采集了4个表层沉积物（图1）。所有样品都在−20 ℃储存。本研究中分析的其他海洋沉积物岩芯顶部样品来自 DSDP、ODP 和 IODP （图1）。
2.2 年龄模型
在岩芯 CS11 中没有发现中断。挑选8个深度的混合底栖有孔虫（约 15 mg）和2个深度的双壳类贝壳用于 AMS 14C 测年，实验在伍兹霍尔海洋研究所 NOSAMA 进行。使用 CALIB7.1.0 程序将原始放射性碳年龄转换为日历年龄[38]，该程序使用更新的校准曲线MARINE20[39]，当地海洋库校正 (ΔR) 设置为 121 ± 25 a[40]。本文中报告的所有年龄均为相对于公元 1950 年的日历年（BP）。
2.3 培养实验
同时利用培养实验来确定盐度和烯酮的氢同位素之间的关系。据前人研究，现在东海颗石藻的优势种是Gephyrocapsa Oceanica 和 Emiliania huxleyi [41-42]。采用E. huxleyi （CCMP 374）和G. oceanica （NIES-1318），在氮限制恒化器中培养，在保持相同温度（19 ± 1 ℃）、辐照度（225 ± 54 μmol·m−2·s−1）、冷白色荧光灯（光暗周期分别为16和8 h）、营养状态（调整非二氧化硅 f/2以获得 N:P 2:1 （N/2培养基））和生长速率的情况下，在尽可能宽的盐度范围内获得培养细胞。所有实验的培养基均使用东海过滤后的海水，并按照 F/2 培养基的方法添加营养物质、微量金属和维生素。培养基用超纯水稀释至盐度约为 25‰，并加入 NaCl以获得更高的盐度。在达到预期的盐度后，过滤后的海水经过高压灭菌，并根据 F/2 培养基富含无菌营养素、痕量金属和维生素，使用 YSI EC300实时测量海水盐度。实验在 5种不同的盐度下进行， 盐度范围为 30‰～36‰。初始细胞密度在 5 × 104～2.5 × 105 个/mL 之间变化。将恒化器的稳态条件保持 3～6 d，然后进行7～8 d的每日细胞外水同位素的二次采样。并且所有分批培养实验一式三份进行。在开始实验之前将培养物转移到新培养基中5次，以消除原始储备培养物中任何可能的记忆效应，并使藻类适应所需的实验条件。所有恒化培养物的平均生长速率为 0.95 ± 0.06 g·L−1·d−1。当细胞丰度达到＞106 个/mL时，在指数生长期间收获细胞，以防止培养基本身影响或营养含量降低的影响。用0.7 μm GF/F 过滤器过滤 1 L培养实验用水，收集有机物质以测定烯酮的 δD。
2.4 烯酮分析
在玛瑙臼中粉碎和均匀化大约 3～5 g冻干的样品 [43-44]。随后在 100 °C 、7.6 × 106 Pa 的压力下，使用二氯甲烷∶甲醇（9∶1, V/V）通过加速溶剂萃取仪 (Dionex ASE 200)从粉末样品中提取脂质。然后，在 Al2O3 柱上用己烷/DCM 9:1 （V/V）洗脱非极性部分，用己烷/DCM 1:1（V/V）洗脱酮（烯酮）部分，用 DCM/MeOH 1:1（V/V）洗脱极性部分。酮组分在气相色谱仪耦合火焰离子化检测器 （GC- fid）上测定烯酮浓度，然后在气相色谱/热转换/同位素比率质谱 (GC/TC/irMS)上测定化合物单体的氢同位素。两种GC都配备了 RTX-200 色谱柱（Restek, 60 m × 0.32 mm × 0.5 μm），并采用无分馏进样的方式，以氦气为载气，流速为 1.2 mL/min。GC温度最初保持在80 ℃持续1 min，然后以 25 °C/min 的速度从 80 °C 升温至 200 °C，随后以 4 °C/min 至 250 °C，1.8 °C/min 至 300 °C（保持 8 min），以及 5 °C/min 至 320 °C（保持 5 min），整个流程的流速为 1.5 mL/min。所有 C37 烯酮峰均整合为单个峰，因此将此值报告为 C37:2 和 C37:3 烯酮的组合值[43]。
每天测定样品的同位素比值之前都测量了
$ {\mathrm{H}}_{3}^{+} $ 因子。结果显示，它的范围为 3.51～4.36，每天变化＜0.2。此外，测试之前还运行一个外部标样，Mix B（由 Arndt 提供, Schimmelmann, Indiana University），以监测机器性能和稳定性。只有当 Mix B与给定值的平均差值和标准差＜5‰时，才对样品进行分析。此外，为了进一步监测机器性能，每次氢同位素运行时，样品中都加入角鲨烷和 C30 正烷烃，得到二者的δD 比值平均值分别为−163.5‰±3.3‰（角鲨烷）和−77.6 ‰±4.2‰（C30 正烷烃）。本研究中给出的同位素比值是基于对校准气瓶的单点参考，每个样品进行重复或更多次分析，获得的标准差通常＜5‰。2.5 频谱分析
使用 Schulz 和 Mudelsee[45]的 REDFIT 软件进行频谱分析，允许输入间隔不均匀的时间序列来估计它们的红噪声谱，并测试其谱中的峰值。SST和 SSS重建对一阶自回归（AR1）模型具有重要意义，通过 AR1 模型可以识别优势周期。
3. 结果
3.1 岩性和年代学
岩芯CS11显示出均匀的岩性，从底部到顶部主要是灰色至深灰色黏土粉砂（图2）。AMS 14C和模型年龄提供的校准年龄范围为 421 ± 35 cal.aBP 至 14200±50 cal.aBP。没有年龄倒转，表明岩芯CS11的沉积是连续的，没有侵蚀间断（图2）。沉积速率为 17.2～39.8 cm/ka（1.42～0.4 kaBP）。从岩芯 CS11获得的样品以 1 cm的间隔进行切片，具有34 a的高分辨率。
3.2 培养实验和表层沉积物中δD与盐度的关系
东海现在的两种颗石藻的优势种为 G. oceanica 和 E. huxleyi，两者的
$ {\delta }{\mathrm{D}}_{{\mathrm{C}}_{37}} $ 值在培养实验中范围为−205.5‰±1.4‰～−197‰±3.2‰。 这与西太平洋表层沉积物的$ {\delta }{\mathrm{D}}_{{\mathrm{C}}_{37}} $ 值一样 （图3），由以下线性回归方程表示:![]()
图 3 海表盐度与烯酮的氢同位素比率Figure 3. Surface water salinity vs hydrogen isotope ratios of alkenones$$ \delta {\rm D}_{{\rm C}_{37}}={\rm{SSS}}\times 4.47-350.29\;(R^{2}=0.76, p<0.001, n=5) $$ 在95%的置信水平上，本研究中的 δDAlkenone 值与盐度呈正相关。根据 δDAlkenone 值的误差传递，SSS的误差估计为±1.5‰。
3.3 烯酮和基于
$ {\mathrm{U}}_{37}^{\mathrm{k}\mathrm{\text{'}}} $ 反演的海表温度研究结果表明，C37烯酮含量在 6.7 kaBP之前较低，平均约为 47.9 ng/g，在 5.1～4.5 kaBP保持较高水平（>70 ng/g）（图4）。从 3.5 kaBP开始，C37烯酮含量逐渐增加，但在 4.5～3.5 kaBP有所减少（图4）。本研究中C37烯酮含量与以往在西太平洋边缘海的研究结果一致[23]。由
$ {\mathrm{U}}_{37}^{\mathrm{k}\mathrm{\text{'}}} $ 反演的海表温度结果显示，从14.2 kaBP至 13.3 kaBP 表层水温由 12.0 ℃ 上升至 16.7 ℃；在12 kaBP时表层水温出现显著降低，降幅为8.1℃；之后表层水温持续升高直至 8.2 kaBP，平均为 14.9 ℃。在 8.2 kaBP和 2.0 kaBP分别存在明显的变冷现象，但在随后的 7.7 kaBP和1.2 kaBP分别再次上升至 19.3 ℃和22.4 ℃。自1 kaBP 表层水温表现出总体的降温趋势（图4）。![]()
图 4 烯酮浓度的变化、$ {\mathbf{U}}_{37}^{\mathbf{k}\mathbf{\text{'}}} $ -SST、δDAlkenone与东海δDAlkenone的表层盐度a：$ {\mathrm{U}}_{37}^{\mathrm{k}\mathrm{\text{'}}} $-SST，b：烯酮浓度，c：δDAlkenone，d：表层盐度（SSS）。浅蓝色和橙色阴影分别表示变冷事件和变暖事件。Figure 4. Variations of alkenone concentrations, SST based on$ {\mathbf{U}}_{37}^{\mathbf{k}\mathbf{\text{'}}} $ , δDAlkenones, and SSS derived from δDAlkenones in the ECSa:$ {\mathrm{U}}_{37}^{\mathrm{k}\mathrm{\text{'}}} $-SST, b: alkenone concentrations, c: δDAlkenones, d: SSS. The light blue and orange shadows indicate the cold and warm events, respectively.3.4 基于烯酮氢同位素的海表盐度
δDAlkenone 的变化范围为−244.3‰±3.1‰～−155.3‰±2.0‰（图4）。根据前述得到的线性回归方程，该岩芯的重建盐度的变化幅度在 19‰左右（图4）。14.2～12 kaBP，表层盐度相对较高，平均值约为 34.4‰±1.3‰。从12 kaBP到 5.0 kaBP，表层盐度相对较低，平均约为 31.3‰，但存在较大幅度的波动。5.0～2.7 kaBP，表层盐度逐渐升高，平均为 33.7‰±2.1‰。从约2.7 kaBP至今，表层盐度保持相对稳定，平均值约 32.6‰±1.3‰（图4）。
4. 讨论
4.1 近1.4万年以来东海SST变化
岩芯CS11基于长链烯酮反演重建了近 1.4万年海表温度（图4b），提供了东海SST的较为详细的变化记录。因为大陆架所具有的特点，东海对当地洋流系统和全球气候事件相对敏感[46]。因此，岩芯CS11的 SST 可能与区域水动力循环系统有着密切的关系。本研究重建的 SST 记录与西太平洋地区ODP1202B 岩芯的
$ {\mathrm{U}}_{37}^{\mathrm{k'}} $ -SST记录[33]和255岩芯10 ka以来的 Mg/Ca-SST 记录[11]进行了对比（图5）。结果表明，岩芯CS11烯酮 SST 记录的总体趋势与上述已发表的结果一致[11,33]，范围为 8.2～22.5 ℃。然而前人对全新世东海的高分辨率 SST 记录的研究相对较少，相关研究仅来自岩芯 Fj04 [47]、THB-2和MD06-3040[48]。岩芯THB-2重建了5 kaBP以来的SST变化结果，SST变化范围为25.8～27.2 °C，而本研究的岩芯CS11重建的SST对应的变化范围为14.2～22.5 ℃；岩芯Fj04重建了3.5 kaBP以来的SST变化结果，SST变化范围为21.3～22.5 ℃，而本研究的岩芯CS11重建的SST对应的变化范围为14.2～22.5 ℃。本研究的岩芯CS11 表层水温变化低于岩芯THB-2 和 Fj04 的表层水温范围，而岩芯CS11的表层水温记录与岩芯MD06-3040自9 ka以来的范围（15.4～22.6 °C）一致。岩芯 CS11 位于海岸附近，而岩芯 THB-2 位于东海南部，岩芯 Fj04 位于冲绳海槽附近。与已发表的黄海表层水温重建结果相比，例如，岩芯38002（15～20.5 °C）、ZY1/ZY2（14.3～17.4 °C）、A03-B（14.5～8.2 °C）[18]、YS01 （13.2～16.4 °C）[18]，岩芯CS11的表层水温记录波动幅度较大，平均值较高。此外，岩芯CS11重建的表层水温记录低于冲绳海槽的岩芯Oki02（22.2～27.1 °C）[49]和岩芯OKI151（20.1～26.9 °C）[22]的烯酮 SST 记录。![]()
图 5 东海古环境演化与选定古气候数据的比较a：东海的$ {\mathrm{U}}_{37}^{\mathrm{k}\mathrm{\text{'}}} $-SST，b：东海的δDAlkenone，c：ODP1202B的$ {\mathrm{U}}_{37}^{\mathrm{k}\mathrm{\text{'}}} $-SST[33]，d：KY07-04- 01 岩芯的 δ18Oresid 记录[63]，e：255岩芯表层水温记录[11]，f：A03-B 的水温[35]，g：MD06-3040 的表层水温[48]，h：来自 70GGC 和 13GGC 的西太平洋暖池中间水温（IWT）异常[60]，i：PC-1中 P. obliquilocatata 丰度[17]，j：ODP 1202B 岩芯淤泥分拣[34]，k：Oki02 的黑潮（KC）指标[36]，l：岩芯 M063-05的RelDM[87]，m：东海海平面（SL）[49]和巴巴多斯岛（RSL，粉色方块）和大溪地岛（蓝色圆点）的相对海平面[64]，n：格陵兰岛冰芯δ 18O 记录，o：董哥洞石笋 δ 18O记录[65-66]。Figure 5. Comparisons of the paleoenvironmental evolution from the ECS with selected paleoclimatic dataa:$ {\mathrm{U}}_{37}^{\mathrm{k}\mathrm{\text{'}}} $-SST record from the ECS, b: δDAlkenones-SSS record from the ECS, c:$ {\mathrm{U}}_{37}^{\mathrm{k}\mathrm{\text{'}}} $-SST from core ODP 1202B[33], d: δ18Oresid record from core KY07–04-01[63], e: SST record from core 255[11], f: water temperature from A03-B[35], g: SST in core MD06–3040[48], h: WPWP intermediate water temperature (IWT) anomaly from cores 70GGC and 13GGC[60], i: abundance (%) of P. obliquiloculatata from core PC-1[17], j: sorting silt in Core ODP 1202B[34], k: KC indicator in core Oki02[36], l: RelDM in core M063–05[87], m: sea level of the ECS (SL)[49] and the relative sea level of Barbados (RSL, pink square) and Tahiti (blue dot)[64], n: Ice core δ18O record from Greenland, o: Stalagmites δ18O records in the Dongge Cave[65-66].晚更新世以来，由于冰川融化导致海平面上升，东海逐渐被海水淹没[16,50-51]，研究表明，海平面变化可能是全新世早期的主导驱动因子[13]。全球海平面波动主要控制了晚第四纪全球陆架的沉积演化（图5） [52]。前人研究表明，东海海侵从 15 kaBP到 12.9 kaBP快速进行[16]，在 11 kaBP左右水深几乎达到了现代60 m等深线 [16,51]。岩芯CS11的沉积环境由海岸向近海过渡。在海洋环境中，C37 不饱和长链烯酮仅来源于表层海水中的 Haptophyceae藻类[53]。本研究在岩芯底部检测到 C37烯酮，表明晚更新世和全新世海侵在 14～13 kaBP到达东海外缘区域，当时海平面约为−70～−60 m[16]。
在处于Bølling-Allerød (B/A)的暖事件时期[54]，海面在约13.3 kaBP达到相对温暖的温度（约16.7 ℃）（图5a）。岩芯CS11在B/A 变暖时期的表层水温变化特征与冲绳海槽北部和南部的岩芯 PC-1 和 255中对浮游有孔虫 G.ruber基于Mg/Ca 反演的表层水温记录一致（图5d-e）[11,20]。此外，东海海表温度变化与区域水动力环流系统密切相关。台湾暖流是东海水动力环流系统的重要因子，与高温高盐特征的黑潮暖流密切相关[55]。当台湾暖流和黑潮向北流动释放热量和水分时，它们可能通过水动力相互作用影响东海的海洋环境[56]，从而导致东海海表温度和盐度的改变。已有研究表明，黑潮从 15 kaBP开始加强[11,20]，随后入侵东海大陆架，随后导致岩芯 CS11 的表层水温增加。岩芯PC-1 和 255中有孔虫（Pulleniatina obliquiloculata）相对丰度的显著增加也证明了这一结果。
总体而言，全新世早期的东海表层水温平均值较高，波动幅度较大，并且存在显著的冷事件记录（图5a）。此外，中国葫芦洞重建石笋δ18O也表现出类似的演化趋势[57]。自 12.5 kaBP至约11.7 kaBP，东海表层水温出现明显的降温现象，最小值约为8.1 ℃，这与北大西洋新仙女木事件（YD，12.9 ～11.7 kaBP）同步[58-60] （图5a）。从岩芯 CS11 观察到，在 YD 事件期间，表层水温降幅约 4.2 °C，这与冲绳海槽表层水温记录一致[20] （图5a 、 5e）。YD 事件期间的东海表层水温减少可能是与黑潮减弱密切相关，也可能与高纬大气变化有密切联系（图5c-e）。随后，海平面缓慢上升，直到约8.2 kaBP，东海表层水温持续升高，并维持较高温度（图5a）。在8.2 kaBP东海表层水温存在明显的降温现象（图5a），这与8.2 ka冷事件密切相关，并且石笋和冲绳海槽的岩芯中也同步记录了该事件[20,57]。8.2 kaBP以来，东海表层水温再次呈上升趋势，与此同时，冲绳海槽记录的黑潮也随着海平面的快速上升而同时加强[11,59]，并且东亚夏季风势力也开始增强（图5h）。然而，在4.5～5.0 kaBP，东海表层水温发生转变，由上升转为下降的趋势（图5a），这与黄海水温和西太平洋暖池（WPWP）的中层水温[60]变化一致。值得注意的是，在 4.0 kaBP前后，岩芯CS11出现了变冷事件，表层水温下降约3℃。这一事件可能与 “4.2 ka 事件”有关[61]。
尽管在 1.5～1.0 kaBP期间东海表层水温存在上升的现象，但是自2.7 kaBP以来东海表层水温总体呈现下降趋势（图5a）。这种情况与重建的中国气温记录变化不一致[62]，而与南黄海表层水温重建记录变化是一致的[18]，并且在冲绳海槽和热带西太平洋的岩芯中也存在黑潮势力减弱，水温持续下降的现象[11,48,60,63]。这表明虽然东亚季风向东海传递高纬气候信号，但是东海表层水温的长期演变趋势不仅表明表层水温的长期演变受到东亚季风的控制，并且还深受低纬热带大洋的调控。尤其是在全新世中期以来，东海水动力环流体系形成后，其海表温度演化趋势更加受到热带西太平洋环境变化的强烈影响。
4.2 表层盐度对边缘海环流系统和气候系统变化的响应
本研究培养实验中长链烯酮的
${\delta }{\mathrm{D}}_{{\mathrm{C}}_{37}} $ 值与藻类（即G. oceanica和 E. huxleyi）的生长盐度呈显著相关。冰消期时基于长链烯酮氢同位素重建的表层盐度变化幅度较大（图5b）。在末次冰消期，由于东海表层水温和海平面上升，表层盐度显著偏高（图5b）。这些结果与冲绳海槽北部岩芯KY07-04-01的δ18Oresid记录的高表层盐度阶段一致（图5d）[63]，并且董哥洞石笋 δ18O 记录也显示这一时期气候变暖[65]。因此气候变暖，东亚冬季风减弱，夏季风增强，导致海平面上升，黑潮影响逐渐增强。并且根据指示沉积物环境磁性变化的RelDM指标，在末次冰消期时黑潮再次回到冲绳海槽，黑潮显著增强（图5l）。此外，强东亚夏季风也能增强含盐暖水向东海的侵入。相比之下，12 ～ 5.0 kaBP的盐度相对较低，这一时期对应中国全新世气候适宜期[20]，这可能是由于更多的淡水进入东海，从而导致SSS降低。并且这一时期表层盐度的变化也与冲绳海槽北部 δ18Oresid的减少一致（图5d），这可能代表了河流淡水输入的稀释作用。黑潮活动的代用指标表明（图5l，5k）[ 34,36-87]，在中全新世期间，黑潮强度逐渐降低（图5k），因此，低海表盐度和黑潮变化之间的差异表明东亚季风可能在 9.0～5.0 kaBP期间的东海海洋环境变化中发挥了关键作用。此后，表层盐度在 5.0～2.7 kaBP期间逐渐升高（图5b），并且在 4.0 kaBP左右显著升高，这可能与4.2 ka 冷事件有关（图5b） 。岩芯CS11记录的此次冷事件也与同时出现在冲绳海槽的P. obliquiloculata 最小值事件相对应。并且在4.0 kaBP时 SST出现减小现象，降幅为 3～4 °C，与 4.2 ka 冷事件一致。此外，黄海暖流、冲绳海槽和西太平洋暖池也显示了近5 ka来表层水温出现下降趋势[35,60]。这些记录表明,东亚冬季风增强和东亚夏季风降水减弱[57,70]以及黑潮势力逐渐减弱[70]等因素可能导致了这一时期表层海水冷却和盐度增加（图5h）。自2 kaBP以来东海表层盐度呈逐渐下降的趋势（图5b），这与黑潮势力减弱和东亚地区降水增加[57,70]有关。总体而言，作为代表低纬度驱动因子的黑潮势力的演化过程是西太平洋边缘海古盐度变化的重要控制因子，同时东亚季风变化也对边缘海盐度变化具有调控作用。
4.3 全新世东海不同时间尺度的气候变化
前人研究表明，自末次间冰期以来全球经历了一系列的气候突变事件，特别是具有全球影响的4.2、8.2 和 12.1 kaBP左右的降温事件 [58,73]。冲绳海槽岩芯中浮游有孔虫的δ18O和δ13C及其在上层水体的浮游有孔虫属种组合也于0.6、1.7、3.3、4.2、5.9、8.1和9.4 kaBP同时记录了一系列黑潮强度减弱的事件 [11]。本研究中东海表层水温记录了数次千年和百年尺度的气候突变事件，分别是 12.1、8.2、6.0、4.0、2.5、1.6 和 0.4 kaBP的SST降温事件（图5），这种情况与黑潮变弱事件相对应，表明全球气候变冷导致黑潮强度减弱以及东海表层水温降低。
尤其是12.1～11.8 kaBP期间，东海表层水温显著降低，最小值为12.4 °C （图5a），这对应于新仙女木（YD）事件（12.9～11.7 ka BP） [74]。在YD事件期间东海表层水温下降的幅度约为7 °C，这与在冲绳海槽研究结果一致[20]。随后，岩芯CS11在 8.2～8.0 kaBP期间也出现了显著的表层水温下降现象（图5a），这一降温事件是对格陵兰冰芯记录的“8200年”事件的响应[74]。并且在黄海海域也观测到这种气候突变事件[20]。特别是，岩芯CS11在 4.1～3.9 kaBP期间存在表层水温下降和盐度增加的现象（图5a、b），这与导致北半球气候突变的 4.2 ka事件有关。因此末次冰消期以来东海表层水温的气候突变事件与全球沉积记录的气候突变事件相吻合，这表明高纬气候变化和中低纬度地区之间存在遥相关[75]，以东亚季风作为纽带，将高纬和低纬地区气候环境变化联系起来，并在中纬度边缘海区域形成表层水温突变信号。
本研究中东海表层水温演变过程存在1573 a的千年周期以及787、362和128 a的百年周期 （图6a）。并且东海表层盐度变化也具有1538、762、353和132 a的周期性（图6b）。前人研究结果表明在格陵兰冰芯、北大西洋和冲绳海槽以及黄海等边缘海的沉积物岩芯中普遍存在约1.5 ka的周期性[3,73]。这种千年尺度的周期性与太阳活动有关，而太阳辐射变化会在全球范围内引起快速气候突变事件[76]。因此东海表层海温记录的千年周期表明东海与全球气候变化之间存在海洋-大气遥相关。此外，东海表层海温也具有约750、350 和120 a的强周期信号，揭示了百年尺度的气候突变演化过程。在全球沉积记录中这种百年尺度的周期性也广泛存在 [3,73,77]。约700 a的周期可以解释为太阳强迫，被厄尔尼诺-南方涛动或高低纬度地区之间的海洋温盐环流传输放大[60]。太阳活动的 Gleissberg 周期可以影响约100 a的周期[77]，这与西太平洋边缘海域记录的东亚冬季风变化的一系列百年尺度气候变冷周期一致[75]。因此，太阳辐射降低可能导致东亚冬季风的增强，进而导致东海海表温度降低。总体上，东海的海洋环境变化受高纬度北大西洋和太平洋的调节，但也受低纬度海洋变化（如西太平洋暖池）的控制。值得注意的是，过去 1.4 kaBP 的东海表层海温降低与黑潮强度减弱事件同步发生。表明黑潮作为低纬热带大洋的能量输出，对西太平洋边缘海环境变化产生重要影响，并且也是气候变化的低纬驱动的重要表现[78,80]。
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图 6 岩芯 CS11的表层水温（a）和表层盐度（b）时间序列的频谱分析结果峰值上方的数字表示周期，虚线表示 95% 的置信水平。Figure 6. Spectral analysis of SST (a) and SSS (b) time series of Core CS11Numbers above peaks denote respective periods. The dotted lines indicate the confidence levels of 95%.末次消冰期和全新世早期高纬度冰川因气候变暖和全球 CO2 上升而退缩，海平面快速上升（图5m），本研究的 CS11 岩芯沉积由沿海环境转变到大陆架环境。同时，黑潮增强后侵入东海，形成台湾暖流，导致表层水温和表层盐度显著增加(图7a)。全新世中期（7.0～5.0 kaBP）海平面处于缓慢上升阶段，东海的水动力环流体系形成，长江入海淡水形成沿岸流。在该阶段气候变暖可能导致流入东海的淡水量增加。此外，在 6～7 kaBP期间东海水动力环流体系开始形成，此时处于接近现代海平面的高海平面时期[13]，气候变暖，东亚夏季风强度增强，并且伴随着黑潮减弱（图7b），导致入海淡水量增多，进一步加强了海洋表层的层化效应，对上升流和海洋通风产生抑制作用[81]，因此在该阶段东海表层水温处于高值并保持稳定，而表层盐度相对较低。5 kaBP开始黑潮强度呈现减弱趋势，并且东亚夏季风减弱导致入海淡水量减少，同时这一阶段东亚冬季风可能有所增强，海面蒸发加剧，从而进一步增强了上升流，导致在5.0～2.7 kaBP期间东海表层水温降低，表层盐度升高（图7b）。约 2 kaBP以来黑潮强度持续减弱，导致该阶段东海表层盐度呈现下降趋势（图7b），并且在晚全新世时期，ENSO活动频繁，东亚夏季风略有加强，之后趋于稳定[13,79]。大量淡水输入可能进一步加强层化效应，这也会导致东海表层盐度下降（图7b）。并且该阶段西太平洋暖池也存在降温趋势[82]，因此导致东海表层水温下降（图7a）。
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图 7 全新世期间与高纬度气候过程和热带太平洋作用力有关的东海的表层水温和表层盐度变化模式KC：黑潮，TWC：台湾暖流，EAWM：东亚冬季风，EASM：东亚夏季风，ZMCC：浙闽沿岸流。Figure 7. A schematic model of SST and SSS changes in the ECS associated with high-latitude climate processes and tropical Pacific forcing during the HoloceneKC: Kuroshio Currents; TWC: Taiwan Warm Current; EAWM: East Asian Winter monsoon; EASM: East Asian Summer monsoon; ZMCC: Zhe-Min Coastal Current.综上所述，东海岩芯CS11记录的表层水温和表层盐度的变化过程可能与高纬度气候过程和低纬度大洋的变化密切相关。当气候突变事件发生时，北大西洋浮冰碎屑和海冰通量增加，导致北大西洋深水形成减少，北大西洋径向翻转流（AMOC）强度减弱，导致冬季气温降低，半球间热梯度增加，进而导致热带辐合带（ITCZ）向南移动[83]，从而阻断了热带西太平洋向中纬度地区和边缘海传输的热通量。这种情况可能导致东海的表层水温较低，表层盐度相对较高。而在气候温暖期，北大西洋浮冰碎屑减少导致 ITCZ 向北移动，从而使得热带西太平洋向中高纬度地区输送的热量增多，进一步导致东海的表层水温升高。然而，关于全新世晚期东亚夏季风或东亚冬季风强度变化仍然存在争议，这表明由于空间区域差异性，季风水文状况可能在不同地区发生了改变。
此外，东海是西太平洋边缘海，其海洋环境的变化深受西太平洋，尤其是热带西太平洋变化的影响。研究表明，热带西太平洋地区海表温度的微小变化可以扰动行星尺度的大气环流并影响全球气候[84]。黑潮是赤道大洋向西北太平洋能量输送的重要通道，使得东海环境变化与热带西太平洋的演化息息相关。
相反，在 WPWP 温暖状态下，ITCZ 向东北移[73,84-85]，更多的水汽和热通量可以输送到中纬度边缘海[86]，导致东海的表层水温升高。因此，研究结果支持东海的表层盐度和表层水温的变化基本上仍然是由 WPWP 的古海洋学变化控制的，这些变化可以通过黑潮传递到东海。
5. 结论
基于
$ {\mathrm{U}}_{37}^{\mathrm{k'}} $ 重建的近1.4万年来的东海表层水温记录具有显著的千年尺度的周期性，并且详细记录了多次显著的气候突变事件。末次冰消期以来东海表层水温经历了一系列冷事件，特别是 12.1、8.2和 4.0 ka的气候突变事件。它反映了东亚冬季风对北大西洋和太平洋气候变化的区域响应。频谱分析表明，东海表层水温和表层盐度演化均具有约1 500 a的千年尺度周期性，表明东海表层水温和表层盐度与全球气候变化存在遥相关，并与黑潮强度变化密切相关。东海表层水温和表层盐度演化还具有约750、350和120 a的百年尺度的周期波动。末次冰消期和全新世早期，黑潮活动增强，东亚夏季风增强，使得东海表层水温和表层盐度呈现升高趋势。在全新世中期（9.0～5.0 kaBP），东亚夏季风增强，带来大量降水，同时黑潮活动减弱，导致东海水体表层层化效应明显，从而形成高SST和相对较低的SSS的状态。5.0～2.7 kaBP 期间，东亚冬季风增强，东亚夏季风活动减弱，东海表层层化效应减弱，上升流活跃，导致东海表层盐度较高，表层水温较低。在全新世晚期，东海表层水温和表层盐度的变化与黑潮强度变化密切相关，这表明作为赤道大洋和高纬度地区之间海洋热盐输送纽带的东海受到低纬热带大洋环境演化的重要影响。 -
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图 1 研究区域和采样站
a：东海的表层沉积物和岩芯 CS11（深蓝色方块），b：西太平洋岩芯顶部沉积物。图中显示了东海现代夏、冬季风和主要海表洋流，包括东亚冬季风、东亚夏季风、长江冲淡水、 台湾暖流、黑潮和对马暖流。标记了本研究中相关的岩芯，包括 PC-1[22]、255[11]、1202B[33-34]、A03-B[35]、Oki02[36]和 MD063-05[37]。图b中虚线正方形所划区域是图a的所在区域，灰线画圈区域为浙闽泥质区。
Figure 1. Study area and sampling stations
a: surface sediment and core CS11 in the ECS (dark blue square). b: top-core sediment in the western Pacific. Modern summer and winter monsoon and major surface currents in the East China Sea are shown, including East Asian winter monsoon, East Asian summer monsoon, Changjiang River Diluted Water, Taiwan Warm Current, Kuroshio and Tsushima Warm current. The cores used to correlate in this study are marked, including PC-1[22], 255[11], 1202B [33,34], A03-B[35], Oki02 [36], and MD063–05[37]. The dotted line square is the region of (a). The area of grey line means the Zhe-Min mud area. The color in (b) is the sea surface salinity.
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图 3 海表盐度与烯酮的氢同位素比率
Figure 3. Surface water salinity vs hydrogen isotope ratios of alkenones
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图 4 烯酮浓度的变化、
$ {\mathbf{U}}_{37}^{\mathbf{k}\mathbf{\text{'}}} $ -SST、δDAlkenone与东海δDAlkenone的表层盐度a：$ {\mathrm{U}}_{37}^{\mathrm{k}\mathrm{\text{'}}} $-SST，b：烯酮浓度，c：δDAlkenone，d：表层盐度（SSS）。浅蓝色和橙色阴影分别表示变冷事件和变暖事件。
Figure 4. Variations of alkenone concentrations, SST based on
$ {\mathbf{U}}_{37}^{\mathbf{k}\mathbf{\text{'}}} $ , δDAlkenones, and SSS derived from δDAlkenones in the ECSa:$ {\mathrm{U}}_{37}^{\mathrm{k}\mathrm{\text{'}}} $-SST, b: alkenone concentrations, c: δDAlkenones, d: SSS. The light blue and orange shadows indicate the cold and warm events, respectively.
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图 5 东海古环境演化与选定古气候数据的比较
a：东海的$ {\mathrm{U}}_{37}^{\mathrm{k}\mathrm{\text{'}}} $-SST，b：东海的δDAlkenone，c：ODP1202B的$ {\mathrm{U}}_{37}^{\mathrm{k}\mathrm{\text{'}}} $-SST[33]，d：KY07-04- 01 岩芯的 δ18Oresid 记录[63]，e：255岩芯表层水温记录[11]，f：A03-B 的水温[35]，g：MD06-3040 的表层水温[48]，h：来自 70GGC 和 13GGC 的西太平洋暖池中间水温（IWT）异常[60]，i：PC-1中 P. obliquilocatata 丰度[17]，j：ODP 1202B 岩芯淤泥分拣[34]，k：Oki02 的黑潮（KC）指标[36]，l：岩芯 M063-05的RelDM[87]，m：东海海平面（SL）[49]和巴巴多斯岛（RSL，粉色方块）和大溪地岛（蓝色圆点）的相对海平面[64]，n：格陵兰岛冰芯δ 18O 记录，o：董哥洞石笋 δ 18O记录[65-66]。
Figure 5. Comparisons of the paleoenvironmental evolution from the ECS with selected paleoclimatic data
a:$ {\mathrm{U}}_{37}^{\mathrm{k}\mathrm{\text{'}}} $-SST record from the ECS, b: δDAlkenones-SSS record from the ECS, c:$ {\mathrm{U}}_{37}^{\mathrm{k}\mathrm{\text{'}}} $-SST from core ODP 1202B[33], d: δ18Oresid record from core KY07–04-01[63], e: SST record from core 255[11], f: water temperature from A03-B[35], g: SST in core MD06–3040[48], h: WPWP intermediate water temperature (IWT) anomaly from cores 70GGC and 13GGC[60], i: abundance (%) of P. obliquiloculatata from core PC-1[17], j: sorting silt in Core ODP 1202B[34], k: KC indicator in core Oki02[36], l: RelDM in core M063–05[87], m: sea level of the ECS (SL)[49] and the relative sea level of Barbados (RSL, pink square) and Tahiti (blue dot)[64], n: Ice core δ18O record from Greenland, o: Stalagmites δ18O records in the Dongge Cave[65-66].
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图 6 岩芯 CS11的表层水温（a）和表层盐度（b）时间序列的频谱分析结果
峰值上方的数字表示周期，虚线表示 95% 的置信水平。
Figure 6. Spectral analysis of SST (a) and SSS (b) time series of Core CS11
Numbers above peaks denote respective periods. The dotted lines indicate the confidence levels of 95%.
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图 7 全新世期间与高纬度气候过程和热带太平洋作用力有关的东海的表层水温和表层盐度变化模式
KC：黑潮，TWC：台湾暖流，EAWM：东亚冬季风，EASM：东亚夏季风，ZMCC：浙闽沿岸流。
Figure 7. A schematic model of SST and SSS changes in the ECS associated with high-latitude climate processes and tropical Pacific forcing during the Holocene
KC: Kuroshio Currents; TWC: Taiwan Warm Current; EAWM: East Asian Winter monsoon; EASM: East Asian Summer monsoon; ZMCC: Zhe-Min Coastal Current.
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目录
1. 研究区概况
2. 材料和方法
2.1 样品收集
2.2 年龄模型
2.3 培养实验
2.4 烯酮分析
2.5 频谱分析
3. 结果
3.1 岩性和年代学
3.2 培养实验和表层沉积物中δD与盐度的关系
3.3 烯酮和基于
$ {\mathrm{U}}_{37}^{\mathrm{k}\mathrm{\text{'}}} $ 反演的海表温度3.4 基于烯酮氢同位素的海表盐度
4. 讨论
4.1 近1.4万年以来东海SST变化
4.2 表层盐度对边缘海环流系统和气候系统变化的响应
4.3 全新世东海不同时间尺度的气候变化
5. 结论
