研究文章气候学

调和大气中的CO2新生代的风化,风化和方解石补偿深度

看到所有隐藏 作者和从属关系

科学进步  22 Jan 2021:
卷7号4,eabd4876
DOI:10.1126 / sciadv.abd4876
载入中

抽象的

新生代时代(66至0百万年)的特征是碳循环的长期畸变和大的气候变化,其中一些挑战了当前对碳循环动力学的理解。在这里,我们通过使用具有成熟海洋碳酸盐化学模型特征的新颖方法,研究了观察到的长期趋势的可能机制。使用pCO的汇编2,pH值和方解石补偿深度(CCD)的观测证据以及一系列模拟,我们调和了长期的新生代气候和CCD趋势。我们表明,CCD响应与硅酸盐和碳酸盐风化速率的变化脱钩,从而挑战了大陆隆升假说。解耦的两个主要机理是架子盆地碳酸盐岩埋藏分级分离与上层钙化石的扩散。温度对海洋有机物再矿化速率的影响在控制碳循环动力学中也起着至关重要的作用,尤其是在新生代较暖的时期。

介绍

自始新世[〜5000万年(Ma)],即新生代深海温度峰值时期以来,全球气候和全球碳循环发生了重大变化(13)。在古新世(〜58 Ma)期间,变暖占主导地位,平均温度稳定上升(高纬度地表和深海加热了〜4°C),直到6 Ma之后达到最高值(图1A)(1, 2),由稳定氧同位素比率(δ18O)。新世晚期和始新世(LPEE; 58至52 Ma)期间的温度升高伴随着稳定碳同位素比(δ13C)在表层和深海(图1B),表明海洋和大气中的有机碳净输出量下降,并在碳循环中重新排序( 4, 5)。与温度上升同时发生的是方解石补偿深度(CCD)的全球加深至少500 m(4, 5)。

Fig. 1 新生代温度的汇编δ13C,pCO2,以及不同海洋盆地的方解石补偿深度(CCD)历史。

(A)新生代的深海温度重构基于δ18来自(46)。模型中规定的温度变化基于δ 1847): Tt = 16.9 − 4.0 × (δ18Ot − δ18OSW),其中δ18Ot 是观测数据,δ18OSW is the δ18过去给定时间的海水O(B)δ13不同深度的C编译[底层,(46);表面, (48);块, (49)] 和 (C)大气CO2 基于多种来源的古近邻重建:数据集1(50),数据集2(51),数据集3(52),数据集4(52),数据集5(53),数据集6(54),并以百万分之几的体积表示。 (D)太平洋,大西洋和印度洋的CCD以低于海平面的米数表示。赤道太平洋A根据(55);赤道太平洋B和太平洋A来自(13);来自()的太平洋B,北大西洋,南大西洋和印度A56);和来自(14)。原始印度洋CCD数据(绿线)中不包括超高温(14)。

自新生代最高温度以来,地球系统经历了逐渐冷却,最终导致了高纬度地区的主要冰川活动和冰盖形成,如δ所示。18O(1, 3)。有证据表明,长期冷却的主要原因是大气中CO浓度的降低2 (图1C)(6, 7)。但是,CO背后的原因2 下降仍然是令人难以置信的,因为一些研究表明CO通常保持恒定2 同期的脱气率,而其他人则认为下降(810)。降低CO2 大气中的浓度会导致温度降低和水文循环减弱,从而导致风化速率降低,从而降低海洋碱度(和碳酸盐饱和度)。这最终导致碳酸盐岩补偿深度的浅滩化。 CCD通常在操作上定义为沉积物承载的CaCO小于5或10 wt%的深度3 (11),因此,可以通过检查CaCO来追溯其过去的地质变化(时间和空间)3 沉积物芯含量(1214)。

然而,与预期相反,深海碳酸盐记录表明,太平洋CCD的深度超过了1 km,从始新世最早的约3.0 km增至3.5 km,到目前的约4.6 km(12, 13),从而造成碳循环难题。在大西洋和印度洋盆地也观察到类似趋势(图1D)。由于沉积物中碳酸盐的保存主要是海洋碳酸盐饱和状态的函数,因此CCD的位置反映了碳酸盐饱和度的变化(11),而后者又受控制大气CO的碳汇和碳源之间平衡的控制2。因此,古CCD的随时间变化的位置带有过去碳循环动力学的信号。因此,在整个新生代中追踪CCD的演化并找出造成其波动的机制对于消除过去大气CO的变化具有重要意义。2,风化和深海碳酸盐岩埋葬(5)。

在这里,我们提出了第一个建模研究,该研究使用了成熟的海洋碳酸盐化学模型和可预测的有机碳埋藏研究了整个新生代的碳循环,该预测的有机碳埋藏还包含了对CCD重建至关重要的海洋沉积物成分。我们使用了LOSCAR模型的扩展版本[长期海洋-大气沉积物碳循环储层; (15)],称为LOSCAR-P,它结合了长期的磷(P)和碳循环(16)与GEOCARB III模型的修改版(17)(请参阅补充材料)。

结果

模拟和协调观察到的pCO2 和 δ13新生代的C趋势(图2,A和B),我们包括一个与温度有关的机制,该机制能够将表层海洋中的高产量(由于高养分浓度)与高有机碳出口脱钩。温度对有机碳的出口和再矿化有两个竞争作用。一方面,较高的温度引起初级生产的增加和碳出口的增加(18)。另一方面,高温会促使通过水柱下沉的有机物的降解率更高,尽管导致出口到海底的有机物量减少(19)。松本(20)量化了温度对有机碳泵以及因此对pCO的不利影响2。研究表明,温度上升以高于出口产量上升的速度促进了再矿化(温度下降则相反),从本质上将出口生产速度与有机碳泵脱钩。因此,由于较高的再生速率和较高的深海营养素库存,有可能通过营养素重新分配增加向地表水的营养素供应,同时减少深海中的有机碳埋藏。我们通过假设温度相关的马丁曲线来对此行为进行建模(请参见材料和方法以及补充材料)。温度依赖性对于再现观察到的pCO至关重要2 和 δ13模型中的C趋势(如图S18中的A和B所示, T 依赖项被省略)。

Fig. 2 参考模型模拟(带有闭合黑圈的黑线)和误差包络线(橙色区域)相对于显示和描述的古代理数据进行了绘制 Fig. 1.

(A大气pCO2 该模型预测的百万分之几的体积。 (B)模型预测泥沙碳酸盐δ13C与观察到的沉积物数据[空心蓝色圆圈,(49)]。 ‰,每密耳。 (C)针对太平洋CCD数据范围显示的模型预测了太平洋CCD的演变 Fig. 1。橙色区域代表马丁曲线温度依赖性的95%置信区间以及与GEOCARB风化参数相关的不确定性的模型结果(57)。马丁曲线的温度依赖性如下: b(t) = 0.062× T(t) + 0.303(±2σ),其中 b(t) 是时间的马丁曲线衰减系数 t, 和 T 是时间水柱上方500 m的中位水温 t. σ(本研究计算得出的0.16)是残差的SD(线性回归模型与数据集之间的差异),而2σ是95%的置信区间。

在数百万年的时间尺度上,大陆碳酸钙3 通量必须通过CaCO的埋葬来平衡3 在海洋沉积物中(11)。因此,当与δ组合时13C记录和pCO2 因此,《公约》对全球风化率和海洋碳酸盐饱和度提供了额外的限制。围绕新生代的碳循环动力学和气候开展了许多研究,例如(8, 17, 2129),但每项研究都缺少长期海洋-大气碳循环的一个或多个关键组成部分。例如, (8, 17, 2228)未对CCD建模;或者他们在对CCD建模时未考虑平衡长期的海洋-大气碳循环(29)。先前仅有的对整个新生代CCD建模的模型,能够协调风化通量和CCD趋势(尽管缺乏真实的沉积物模型),得出的结论是,古近纪的海平面变化和低耐候性在控制古生物中起着重要作用。 CCD(21)。从理论上讲,这种情况允许风化率与CCD响应脱钩,并允许数百万年的长期时间,其中陆上风化稳步下降,而CCD则加深(例如,在过去的约50 Ma内)。根据我们的结果,该机制可能在此时间间隔内控制CCD方面也发挥了作用(请参见下文)。

考虑到我们模型中海平面波动的影响,深层碳酸钙的相对层架3 埋葬取决于重建的海平面曲线(请参阅补充材料)。我们的结果表明,由于海平面变化而引起的陆架盆地碳酸盐沉积的变化是整个新生代整个CCD深化的原因,但是海平面上升本身可能不是主要机制。我们建议碳酸盐平台的横向扩展和钙化生物体的增殖在长期控制CCD中起着重要作用。

在古新世和始新世期间,观测到了海陆架地区(包括陆架和斜坡)的新生代碳酸盐峰累积速率最高30, 31)。在这段时间内,碳酸盐岩在大陆架上的平均蓄积速率是其余新生代平均速率的2到3倍(30)。货架上较大的古近纪碳酸盐累积总量不仅归因于碳酸盐台地纵向扩展,而且是碳酸盐台地横向扩展的结果。纵向膨胀是海平面升高和架子面积增大的结果,而纬向膨胀是古近纪极端温暖的结果(30)。在现代海洋中,碳酸盐岩的堆积被限制在赤道南北约30°之间,而在新生代早期,碳酸盐台地膨胀并占据了赤道周围一个较宽的波段(南北约45°)。在温暖时期,如古新世晚期和始新世早期,气候更加均匀,这可能导致CaCO降低3 两极和赤道之间的饱和梯度,促进了碳酸盐台地的纬向扩张(30, 31)。

架子上碳酸盐堆积高的同龄是古近纪钙化类群(球墨紫苏和球藻)的增殖(相对物种多样性/丰富度增加)。32, 33)。新生代多样性最大值与温暖的古新世-始新世时期相吻合,在此时期物种丰富度是寒冷时期的两到三倍(33)。随着行星在始新世晚期进入渐新世期间冷却,物种丰富度呈下降趋势(33)。

古新世-始新世海平面上升和温度上升(最高约52 Ma)相结合,使得钙质生物迁移到浅层生境,纵向和横向扩展了碳酸盐台地(30, 31)。在公海站立期间(例如在LPEE期间)扩大的货架面积,加上大量的CaCO3架子区域的生物33)[我们推测这是由于加速风化和较高的磷酸盐再矿化率(34, 35)]可容纳过多的碱度输入(由较高的pCO引起2 和温度)。上述机制在很大程度上使CCD与全球风化解耦,从而导致在始新世早期CCD暗沙化。随着行星的冷却以及海洋跟随始新世气候最佳化而退缩,钙质物种的扩散和向远洋的迁移逆转了上述趋势,并将CCD送往更深处( 图2C)。我们模拟了增殖和CaCO3 通过扩展深架的CaCO来实现扩展效果3 分配因子(fsh;相对于现代而言,层架沉积增加),使得层架上的碳酸盐岩埋藏在始新世-渐新世边界之前约高3倍,与上面提供的证据一致(请参阅补充材料)。

我们的建模框架表明,新生代以来全球CCD的深化并不一定要求增加全球化学侵蚀率,这一机制经常被用来协调这一时期的观测趋势(13, 36)。我们的结果也与当前对长期碳循环以及风化和大气pCO之间的反馈的理解一致。2 (5)。大气CO下降2 concentration (6),并降低(或大致恒定)CO2 同期除气率(810),由于pCO,需要降低(或大致恒定)的风化率2硅酸盐风化反馈可稳定大气中的CO2 在地质时间尺度上(8)。其他机制,例如耐候性的变化,也可能发挥了作用(请参见材料和方法)。

该模型预测的硅酸盐和碳酸盐风化通量的变化也与磷的积累速率一致,磷的积累速率似乎在50至25 Ma之间下降(与我们模型中的总P埋藏趋势一致;见图S17F)(37)在5和15 Ma附近有明显的峰值。然而,长期以来新生代的磷积累速率下降被认为是一个矛盾(37),因为这种趋势似乎与喜马拉雅隆升理论(36),表明喜马拉雅造山运动一定会导致整个新生代的化学侵蚀增加。如果风化率在此时间间隔内没有增加(请参见图S17),则有证据表明(38),则磷的累积速率与新生代风化趋势之间没有矛盾,这进一步验证了我们的模型结果。

讨论

我们的结果表明,包括完整的海洋碳酸盐化学,预后的有机碳/磷埋藏率和δ13碳在不同深度的结合以及预测CCD的能力,对于限制数百万年时间范围内的碳循环和气候动态至关重要。我们建议,当考虑长期的碳和磷循环时,必须考虑由古基因升高的温度引起的代谢作用。否则,预测的有机碳埋藏量与δ的记录不一致13C,温度,pCO2,以及碳酸盐累积速率。我们的模型结果的另一个基本含义是,观察到的CCD在整个新生代的长期深化并不需要增加硅酸盐和碳酸盐的风化通量。我们的结果表明,在新生代,CCD趋势与硅酸盐和碳酸盐的风化通量大不相关。我们认为,由于海平面随着全球冷却和大陆冰盖的形成而逐渐消退,所以这种脱钩的发展部分是由于埋藏在远洋的碳酸盐相对于陆架碳酸盐沉积的比例增加。此外,各种环境和物理因素(例如温度,海平面上升,CaCO3 饱和度,养分供应和浓度,上升流和循环变化)影响了CaCO的扩散和分布3新生代的生物。

材料和方法

所有模拟都是在现代稳态通量和边界条件(请参见表S1)以及初始现代大气CO的条件下启动的2 GEOCARB提供的浓度为百万分之300的体积(ppmv)。模型中的温度变化基于δ进行规定18O变化,而不是根据地球系统的敏感性和大气pCO进行预测2 专注。这种方法的基本原理是海洋碳酸盐化学与温度有关(服从高度预测的热力学定律),并且我们有一个连续且相对可靠的温度代理(δ18O)跨越整个研究区间。此外,我们新的建模框架遵循化学反应的阿伦尼乌斯(Arrhenius)模式,该模式指出新陈代谢速率随温度而增加[例如,( 39)]。在模型中,这是通过动态颗粒有机碳衰减因子通过温度依赖性再矿化来实现的,该因子是从经验数据中得出的(40)。

我们模型中水柱中有机碳通量的衰减是水深的函数,由马丁曲线表示F=Fzp×(zzp)b(1)在哪里 zp 是生产区的深度(−100 m),并且 Fzp 是从生产区出口的有机碳量。 z 是海洋深度,向下为负(请参阅补充材料)。 b 是描述出口通量衰减强度的系数,其默认值为0.858(41)。但是,最近的数据质疑马丁曲线的有效性,并提出了更大范围的值 b (42,这可能取决于环境水温(图S5)。本研究中的马丁曲线温度依赖性是根据以下方程建模的,该方程描述了衰减因子对温度的依赖性(40)b(t)=0.062×T(t)+0.303(±2σ)(2)在哪里 b(t) 是时间的马丁曲线衰减系数 t, 和 T 是时间水柱上方500 m的中位水温 t. σ(本研究计算得出的0.16)是残差的SD(线性回归模型与数据集之间的差异),而2σ是95%的置信区间。 The original formulation of Eq. 2 不包括SD部分,但在本研究中对其进行了计算以产生模型误差包络。为了与默认的现代LOSCAR设置一致,中间水(上部1000 m)的再矿化率为78%,因此 b 时间系数 t = 0(现代)必须为0.6737,这需要 T 大约6℃。以上提及的 b 产生5×10的现代有机碳埋藏率也是必要的12 mol year−1 (17),它满足工业化前的稳态。

在一定深度范围内[即中间(m)和深海(d)]的计算方法类似于Bjerrum描述的方法 等。 (43);然而,我们的研究假设从海洋表层输出的有机碳根据马丁曲线而衰减Fbg,j=Fzp(t)z1z2β(z)×dA*dz×(zzp)bdz(3)Frain,j=Fzp(t)z1z2dA*dz×(zzp)bdz(4)F骨灰,m=Fzp(t)×(1A*×(Dtzp)b)F公元前,m(5)F骨灰,d=Fzp(t)(F骨灰,m+F公元前,m+F公元前,d)(6)在哪里 j ∈ {m, d}, 和 md 分别是中海箱和深海箱。 Fbg, Frain, 和 F骨灰 分别是有机碳埋葬,有机碳雨和有机碳再矿化。 β是埋葬效率,它是深度和氧气的函数(图S6)。 dA*dz 是归一化的曲线图曲线的导数(图S6)。对于中间水中的有机碳通量(雨水,再矿化和埋葬), z1 is −1000 m (Dt;表S3)和 z2 是-100 m。 z1z2 深海箱的深度分别为-4500和-1000 m。

耐候性估算

有人提出,在新生代期间硅酸盐的风化通量可能保持相对恒定,并且耐候性的变化()驱使大气中的一氧化碳2 concentration (21)。在参考情景的基础上,我们进行了一个简单的计算,估算了解释CO的最大下降所必需的耐候性变化2 在新生代。最大大气pCO2 在我们的参考情景中发生在53 Ma(〜1960 ppmv),而最低的是工业化前(t = 0) CO2 设置为300 ppmv。让硅酸盐的风化取决于 ,一套无量纲的GEOCARB参数(为简单起见,为kGEO;有关所有参数,请参见补充材料)以及大气CO2F=×地理信息系统×(一氧化碳2(t)一氧化碳2(0))n(7)在哪里 n 风化反馈常数设置为0.6(15)。由于耐候性假设硅酸盐的耐候性没有变化,我们设定 F = const。为简单起见,我们还保持kGEO不变,并忽略碳酸盐风化作用,然后 在时间 t reduces to(t)(0)=1(一氧化碳2(t)一氧化碳2(0))n(8)

因此,在 t = 53 Ma为0.32,耐候性为 t = 0 =1。因此,为解释我们的参考情况,从早期始新世到现在,全球耐候性将不得不增加大约三倍,这在潜在的可变性范围内(44, 45)。

补充材料

有关本文的补充材料,请访问: http://advances.cqonlead.com/cgi/content/full/7/4/eabd4876/DC1

//creativecommons.org/licenses/by-nc/4.0/

这是根据以下条款分发的开放获取文章 知识共享署名-非商业许可,它允许在任何介质中使用,分发和复制,只要最终的使用是 不是 出于商业利益,并提供了适当引用的原始作品。

参考和注释

致谢: 感谢编辑D. Lea,L。Kump和一位匿名审稿人对本文的改进和意见。 资金: NSF向R.E.Z授予的OCE16-58023支持这项工作。 作者贡献: N.K.撰写手稿并扩展和修改了最初由R.E.Z.开发的LOSCAR模型。 R.E.Z.在模型开发过程中提供了指导,并有助于完善手稿文本。 利益争夺: 作者宣称他们没有竞争利益。 数据和材料可用性: 本文和/或补充材料中提供了评估本文结论所需的所有数据。作者可能需要与本文相关的其他数据。
查看摘要

保持联系 科学进步

浏览本文