1.区域环境地球化学指标与全球变化指标的相关性特征
以前述本区经Al2O3校正、由ARIMA模型拟合所得的第四纪不同时期的沉积物数据与深海氧同位素δ18O数据作相关分析,本区缺乏样品由内插法求取,各种相关系数见表7-16。
表7-16 洞庭湖区沉积层环境地球化学指标与深海氧同位素δ18O的各种相关系数
续表
注:、F2、F3、F4和“综合”由式(7-1)~式(7-5)构建,2500ka和800ka以来数据由内插法确定的样品数分别为1434和700;—积矩相关,Kendall—有序分类相关,Spearman—秩相关;3.* 在 水平(双侧)上显著相关,** 在 水平(双侧)上显著相关,由计算。
从表7-16以及前文之图7-12和图7-19可见本区一些环境地球化学指标与深海氧同位素δ18O指标变化有一定相关趋势,如Cd/Ca、F2、TFe、TOC、F1、F3、Al/Zr等指标与深海δ18O有同步消长性,即本区沉积物中这些值高与低温期有关;而TOC/N、Zn/Cd、As、Cd、Hg、F4、及C值等与δ18O有反消长关系,即其值高与高温期有关;其中有些指标,如Al/Zr、磁化率和Rb/Sr等在2500ka和800ka以来的两组数据中有相矛盾的解释,亦有与前述其与孢粉的相关性分析相悖的结论,如F1和F3等,一方面固然与本区地层缺乏、样品内插值过多(尤其是深部年龄较老者)有关;另一方面,是因为本湖盆的物源复杂、影响元素沉淀(积)的条件复杂,由全沉积物样(而不是单矿物样)元素分布构建的指标参数难免显得较粗糙,使得其与深海沉积物氧同位素δ18O等的精细比较较为困难。当然,亦与探讨古气候环境的地球化学理论和方法的不完善有关,正因如此,这种比较和探讨才更有意义。
2.本区碳、钙、镉等地球化学指标变化与全球变化的关系讨论
(1)钙与镉相对含量变化规律
由ARIMA模型拟合的Cd/Ca、TOC、TOC/N,以及由F2= TC+ Ca/Sr+ Ti/Si+ MS+ Sr/Ba+ Ca/ K/Na+ TC/N+…计算出的曲线等(图7-12)较清晰可见本区沉积物第四纪所经历的环境地球化学演化旋回。
因Cd2+与Ca2+的离子半径相近,在不同地质过程中表现出密切伴生,在表生环境下,如土壤或沉积物中,当没有外源Cd输入时,Cd与Ca表现出较强的一致性,其比值在有限范围内波动。若两者相关性减弱,或比值发生变化,则可能有生物作用(或人为活动)或其他因素的影响。如当气候湿热,水体中生物茂盛,生物吸收作用而降低水的Cd浓度,造成与之平衡的湖泊表层沉积物Cd/Ca比值降低;在此湿热气候环境下,尽管流域源区含镉岩石的风化会较强,但大流量涌入的河水将冲淡湖盆中水体的Cd浓度,同样造成湖泊表层沉积物Cd/Ca比值降低。湿热气候下水体为含氧相对较高的氧化条件,氧化条件下的生物分解易形成含氢离子较高的酸性环境,故沉积物Cd/Ca比值低又可反映环境的酸性和氧化条件。所以,沉积物Cd/Ca比值的低和高,分别反映了气候的湿热和干冷、湖盆水体的氧化还原及酸碱性条件。从该图中约4ka(.)开始Cd/Ca低位振荡,说明近三、四千年气温是相对较高的。
(2)CO2与碳酸盐岩的风化、沉积
由前文所述(图7-20)约6000年以来的气温升高推论大气 CO2浓度升高。由于水体中CaCO3、CO2的溶解度一般随温度的升高而降低;干燥条件降水减少导致盐度上升,亦利于碳酸盐的沉积;沉积物中有机质的氧化造成的pH值降低使碳酸盐岩溶解,故干、热、低有机质的氧化(TOC高)的碱性条件,钙易沉淀,表现出F2值与有机碳同步高的特征。
因为岩石的化学风化是与大气CO2变化及气候的变化有成因联系的。即陆地上岩石的化学风化作用将大气中的CO2带走并以溶解的化合物形式将其带入到海洋中,并被海洋生物群吸收沉积于海底沉积物中。在大陆碳酸盐岩的风化过程中,大气中的CO2分子通过溶解和碳酸盐沉积,又返回到了大气中,对于大气CO2的浓度并没有影响;而硅酸盐的风化是1个大气中CO2分子转变为1个碳酸盐分子,造成了大气中CO2分子的纯丢失。
与碳酸盐岩风化、溶解作用有关的地球化学过程为
洞庭湖区第四纪环境地球化学
据估计(周启星等,2001),由于这一反应,全球大气每年大约有×108t 碳进入海洋系统。
铝硅酸盐风化作用可以用钠长石的风化方程表示如下:
洞庭湖区第四纪环境地球化学
可见,大气中的CO2含量与地表岩石土壤的化学风化有关。随着Mg、Na和Ca等元素的风化释放,大气中的CO2被吸收,这对于阻止大气中CO2浓度的继续上升具有重要意义。通过风化作用消耗CO2,大气CO2浓度减少导致大气截留的热量减少,引起全球温度的下降。
减少水中的CO2的量,式(7-15)的反应将向左,引起CaCO3的沉积。如在高度富营养湖中水生植物的光合作用,消耗大量的CO2,以及大气CO2浓度的减少,与之平衡的湖泊CO2浓度亦将减少,可造成CaCO3沉淀。因此,Ca的沉积量可能与大气CO2呈反消长关系,即此时表现出Ca的沉积与气温降低相关。
事实上,这有一“自动刹车”过程存在。即CO2浓度增加使得气候变暖,“源”区岩石和土壤的化学风化增加,据式(7-15)和式(7-16),大气CO2浓度减少,气候又有变冷趋势,生物固碳减少,大气CO2浓度回升,气候再次变暖。这种“刹车”过程使得环境温度在变冷、变暖的循环中保持稳定,可能是控制本区气候、植物生长、水体的酸碱性、进而控制钙质等元素的沉积的主要作用。如当“源”区化学风化加强、大气CO2浓度减少时,沉积(“汇”)区钙与有机碳同步沉淀(图7-19的δ18O从第5 阶段,即120ka 以来的TOC及F2 的增加);进一步发展,大气CO2浓度的减少,气温降低,“源”区的化学风化减弱;“汇”区钙及有机碳等沉淀相应减弱。
(3)有机碳与大气CO2
土壤有机碳不仅为植被生长提供碳源,同时也以CO2形式向大气释放碳。由于土壤的碳储量巨大,其较小的变幅即能导致大气CO2浓度较大的波动,因而对气温变化起着重要的作用。反过来,气候亦通过影响植被的生产力及微生物对有机碳的分解和转化而决定着土壤有机碳的分布。分析表明(周莉等,2005),全球温度的上升不仅将提高植被的净初级生产力,同时也将刺激微生物种群的增长,促进土壤中有机碳等养分的矿化、分解、释放,导致土壤中有机碳的损失。因而表现出本区的TOC与深海δ18O有同步消长、在低温期的沉积物中TOC含量高的规律。
本区土壤的平均质量密度为 g/cm3,土壤平均厚度按1m计,由多目标区域地球化学调查资料计算出本区平均有机碳含量为,土壤平均碳密度为 kg/m2,土壤总有机碳储量约为 Gt。从图7-10和表7-10可计算本区在近5ka来沉积层有机碳变化的周期为237 a,它可粗略视为本区土壤有机碳与大气CO2交换、更新的时间尺度。
综上可见,尽管第四纪大气CO2含量在冰期-间冰期旋回性变化明显受海洋碳酸盐、海洋生态、陆地生态系统碳储库动态变化的控制(贾国东等,2005),本区进行的风化、沉积和CO2的吸收和排放等等,不可能控制全球气候变化,但本区一些环境地球化学指标与目前公认的全球变化研究指标存在一定的同步性,说明本区第四纪环境地球化学变化与全球环境变化相关联是毋庸置疑的,是对全球环境变化的响应,区域地质环境的演化特征则使其打上局部区域的烙印。