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古海洋学

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古海洋学（英语：Paleoceanography） 是研究过去地质时代的海洋历史，包括循环、化学、生物学、地质学和沉积模式以及生物生产力。古海洋学研究使科学界能够利用环境模型和不同指标物证，重建过去不同时间的古气候，并评估海洋系统对全球气候中的影响。 古海洋学研究也与古气候学密切相关。

古海洋学利用间接方法来推断有关海洋过去状态和演变的信息。 例如地球化学间接方法包括长链有机分子（例如烯酮）、稳定和放射性同位素以及稀有金属[1]。 此外，沉积物岩心也很有用。 古海洋学领域与沉积学和古生物学密切相关。

海水表面温度

海水表面温度 (SST) 记录可以从深海沉积物岩心中提取，使用氧同位素比和镁与钙的比例 (Mg/Ca)。提取这些资料可从浮游生物贝壳分泌物中、长链有机分子（如烯酮）、 靠近海面的热带珊瑚，以及来自软体动物的贝壳 [2]。

氧同位素比 (δ18O)，因受海水温度而异，故可用于重建海水表面温度。若与海水处于热力学平衡状态，浮游生物在建造它们的外壳时会吸收氧气，若在温暖的水域中形成时，它们的 δ18O 含量会减少[3]。 当这些贝壳沉淀时，会形成海底沉积物，其 δ18O 可用于推断过去的海水表面温度[4]. 然而，海水中氧同位素比率也受其他因素影响。列如大陆冰盖中的冰也可能会影响海水δ18O。大陆冰盖中的淡水其 δ18O 值较低。因此在冰期，海水 δ18O 升高，在此期间形成的方解石外壳具有较大的 δ18O 值[5][6].

在 CaCO3 壳中用镁代替钙可以代替形成壳的海水表面温度。除了温度之外，Mg/Ca 比还受其他几个影响因素，例如生命效应、外壳清洁、死后和沉积后溶解效应等[2]。 目前Mg/Ca 比率已成功量化了在末次冰期期间所发生热带冷却[7]。

烯酮是由藻类光合作用产生的长链、复杂的有机分子。它们对温度敏感，而且可以从海洋沉积物中提取。使用烯酮可代表海水表面温度和藻类之间更直接的关系，无需了解 在研究CaCO3中所需的生物和物理-化学热力学关系[8]。使用烯酮的另一个优点是它是光合作用的产物，需要在表层的阳光下形成。因此，它可以更能代表海水表面温度[2]。

底水温度

推断深海温度历史最常用的替代指标是底栖有孔虫和介形虫中的 Mg/Ca 比率。由 Mg/Ca 比率推断的温度已经证实，在晚更新世冰期期间，深海的冷却温度差高达 3 °C[2]。 一项值得注意的研究是 Lear [2002]等人的研究。他们在 9 个地点校准底部水温与 Mg/Ca 比率公式，涵盖各种深度和多达 6 种不同底栖有孔虫（取决于位置）的样本 [9]。发现底部水温和Mg/Ca 比率关系是一个指数方程。 其中 Mg/Ca 是底栖有孔虫中的 Mg/Ca 比值，BWT 是底水温度 [10]。

沉积物记录

沉积物记录可以告诉我们很多关于我们过去的资料，并有助于对未来做出推断。古海洋学领域的研究可以追溯到 1930 年代或更早[11]。 目前使用沉积物岩心扫描方法，可以实施分割时间的重建研究。类似于在南极的冰芯记录中进行的研究[12]。 古生物体的相对丰度可利用一定时间间断内。使用古生产力方法（例如测量总硅藻丰度）来估计[13]。沉积物记录也可以提供过去天气模式和海洋环流的资料，例如 Deschamps 等人。描述了他们对楚科奇-阿拉斯加（Chukchi-Alaskan）和加拿大博福特边缘（Canadian Beaufort Margins）沉积物记录的研究[14]。

盐度

推算断过去盐度历史是一个比较具挑战性的工作。与氧同位素相比，利用岩芯记录中的过量氘可以更好地推断海面盐度。因为硅藻的相对丰度仅限于某些盐度范围内，所以硅藻可以提供半定量的盐度记录 [15]。根据资料，过去全球水循环和海洋盐度平衡有变化，北大西洋盐分增加，印度洋和太平洋的亚热带盐分减少[16]。 [17]. 随着海水循环的变化，盐的垂直分布也发生了变化[18]。 淡水的大量入侵和盐度的变化也可能导致海冰范围的减少[19].

海洋环流

推断过去的海洋环流及其变化，可利用下列几种间接证据。它们包括碳同位素比、镉/钙 (Cd/Ca) 比、镤/钍同位素（231Pa 和 230Th）、放射性碳活度（δ14C）、钕同位素（143Nd 和 144Nd）和分选在 10 和 63 微米之间的深海沉积物。 [2]碳同位素和镉/钙比率的变化，部分是受于海底水化学的影响，而海底水化学受其形成的来源有关 [20] [21]。这些比率也受到复杂化的生物、生态和地球化学作用的影响。

酸度、pH值和碱度

硼同位素比 (δ11B) 可用于推断海洋近期和千年时间尺度，酸度、pH 和碱度的变化，这主要是由大气中的 CO2 浓度和海洋中的碳酸氢根离子浓度造成的。 在西南太平洋的珊瑚中，发现 δ11B 随海洋 pH 值的变化而变化，并表明诸如太平洋十年涛动 (PDO) 等气候变化。亦可以模拟由于大气 CO2 浓度上升而导致的海洋酸化的影响[22]。 浮游生物壳中的δ11B也可用来推断过去几百万年大气 CO2 浓度的变化 [23]。

参考文献

  1. ^ Henderson, Gideon M. (October 2002). "New oceanic proxies for paleoclimate". Earth and Planetary Science Letters. 203 (1): 1–13. Bibcode:2002E&PSL.203....1H. doi:10.1016/S0012-821X(02)00809-9
  2. ^ 2.0 2.1 2.2 2.3 Cronin, Thomas M. (2010). Paleoclimates : understanding climate change past and present. New York: Columbia University Press. ISBN 9780231144940.
  3. ^ Urey, Harold C. (1947). "The thermodynamic properties of isotopic substances". Journal of the Chemical Society (Resumed): 562–81. doi:10.1039/JR9470000562. PMID 20249764.
  4. ^ Emiliani, C. (1955). "Pleistocene temperatures". Journal of Geology. 63 (6): 538–578. Bibcode:1955JG.....63..538E. doi:10.1086/626295. JSTOR 30080906. S2CID 225042939
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  7. ^ Lea, D. W. (5 September 2003). "Synchroneity of Tropical and High-Latitude Atlantic Temperatures over the Last Glacial Termination". Science. 301 (5638): 1361–1364. Bibcode:2003Sci...301.1361L. doi:10.1126/science.1088470. PMID 12958356. S2CID 28169540.
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  9. ^ Billups, K.; Schrag, D.P. (April 2003). "Application of benthic foraminiferal Mg/Ca ratios to questions of Cenozoic climate change". Earth and Planetary Science Letters. 209 (1–2): 181–195. Bibcode:2003E&PSL.209..181B. doi:10.1016/S0012-821X(03)00067-
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