免费文献传递   相关文献

砗磲记录的南海西沙晚全新世温暖期的高海温特征



全 文 :


2014 年 第 59 卷 第 18 期:1761 ~ 1768
www.scichina.com csb.scichina.com


引用格式: 晏宏, 孙立广, 邵达, 等. 砗磲记录的南海西沙晚全新世温暖期的高海温特征. 科学通报, 2014, 59: 1761–1768
英文版见: Yan H. Sun L G, Shao D, et al. Higher sea surface temperature in the northern South China Sea during the natural warm periods of late Holocene
than recent decades. Chin Sci Bull, 2014, 59, doi: 10.1007/s11434-014-0317-3
《中国科学》杂志社
SCIENCE CHINA PRESS 论 文
砗磲记录的南海西沙晚全新世温暖期的高海温特征
晏宏①②†, 孙立广①†*, 邵达①, 王玉宏③, 韦刚健④
① 中国科学技术大学地球和空间科学学院, 合肥 230026;
② 中国科学院地球环境研究所, 黄土与第四纪地质国家重点实验室, 西安 710075;
③ 宁波大学先进管理研究中心, 宁波 315211;
④ 中国科学院广州地球化学研究所, 广州 510640
† 同等贡献
* 联系人, E-mail: slg@ustc.edu.cn
2014-01-11 收稿, 2014-03-05 接受, 2014-05-15 网络版发表
中国科学院战略性先导科技专项(XDA05080302)、国家自然科学基金(41176042)和国家重点基础研究发展计划(2010CB428902, 2013CB955900)
资助

摘要 IPCC 第四次报告中利用长尺度综合法获得的全球平均温度表明北半球 20 世纪后半叶的
温度很可能是过去 1300年来最高的 50年, 并且 20世纪最后 10年很可能是过去 1300年中最温
暖的 10 年. 但是, 此结论仍然存在争议, 其中一个争论的焦点就是最近半个世纪的温度是否高
于中世纪气候异常期(Medieval Climate Anomaly, MCA, AD 800~1300)和罗马暖期(Roman Warm
Period, RWP, BC 200~AD 400)这两个距今最近的晚全新世自然温暖期. 本研究从南海北部西沙
群岛采集了两个库式砗磲 , 定年结果显示这两个砗磲的存活时代分别位于 MCA 期间(AD
990±40)和 RWP期间(AD 50±40). 对这两个砗磲进行高分辨率18O和 Sr/Ca比值测试, 结合前期
现代砗磲的研究结果, 定量重建了MCA期间(AD 990±40)和 RWP期间(AD 50±40)两个时间段的
高分辨率海表面温度(sea surface temperatures, SSTs). 结果表明AD 990±40和AD 50±40附近的平
均 SST分别为 28.1和 28.7℃, 比 AD 1994~2005的平均 SST分别高出了 0.8和 1.4℃. 根据本研
究中砗磲的高分辨率高精度定量重建结果, 结合中国东部和西北地区其他树轮、湖泊沉积物、文
献记录等重建结果, 认为在中国西北到南海北部的广大区域, 最近几十年的温度很可能并没有
超过MCA时期的自然变化范围.
关键词
砗磲
南海
晚全新世
自然暖期
海表面温度


晚全新世气候重建能够让我们了解现今的全球
变暖在长时间气候变化中的位置 , 并能帮助理解过
去和未来气候变化中自然和人类因素的贡献 . 许多
最近的研究工作关注这个时间段中的气候变化 , 但
对于晚全新世气候特性和现今全球变暖的历史地位
仍有争议. 例如, 最近的大尺度综合分析得出的全球
平均温度表明 20 世纪后半叶北半球温度可能是至少
1300 年以来最暖的 50 年并且 20 世纪 90 年代可能是
最暖的 10 年[1~3]. 但这仍然存在着争论, 其中一个争
论的焦点就是最近半个世纪的温度是否高于中世纪
气候异常期 (Medieval Climate Anomaly, MCA, AD
800~1300)[4]和罗马暖期 (Roman Warm Period, RWP,
BC 200~AD 400)[5] 这 两 个 距 今 最 近 的 自 然 温 暖
期[6~10].
这些争论的产生主要是由于当前可利用的替代
性指标气候重建记录不足造成的. 第一, 目前报道的
替代性指标记录大多来自北半球中高纬地区 , 而来
自南半球和热带地区的温度重建却很少报道[1~3]. 第
二, 最近 20 年间, 年分辨率的树轮记录在广大陆地
地区被广泛发展 , 但高分辨率的晚全新世海洋温度



2014 年 6 月 第 59 卷 第 18 期
1762
记录却十分有限[1~3]. 第三, 在 Mann 等人[1]的温度集
成汇编中有超过 1200 条重建记录被使用, 但只有 25
条记录覆盖了最近的 2000 年. 第四, 季节和亚季节
变化是气候系统的重要组成 , 但除了热带地区珊瑚
记录以外 , 还很少有重建结果涉及气候的季节和亚
季节变化. 因此, 我们仍然需要更多横跨最近 2000
年的高分辨率替代性指标记录 , 尤其是一直以来缺
乏的高分辨率海洋温度记录 , 来深入理解当前全球
变暖的历史地位、机制和未来趋势.
库氏砗磲是全球海洋中最大的双壳类物种 [11].
库氏砗磲有着硬且致密的文石外壳, 在其内壳层上有
日生长纹 , 是高分辨率古气候重建的理想材料 [12,13].
砗磲碳酸盐壳体在形成过程中与周围海水达成氧同
位素比值(18O)分馏平衡, 是一种可用的古环境替代
性指标 , 已经被用来作为晚第四纪海平面和温度变
化的替代性记录[12,14~18]. 在前期工作中, 我们发现采
自南海西沙的现代砗磲样品 YX1(图 1 和 2)的高分辨
率18O 也与周边海水环境达成了氧同位素分馏平
衡[19]. 现代砗磲 YX1 壳体的18O 与海水18O 以及
SST 之间的关系符合前人计算的文石类生物碳酸盐
平衡分馏方程[19,20]: T(℃)=21.84.69×( 18O 18OW),
其中18O 对温度的斜率关系为0.213‰℃1.
Sr/Ca 比值是珊瑚研究中常用的古温度指标[21~24],
被广泛用于第四纪海表面温度变化重建. 最近, 也有
一些研究开始尝试发展砗磲 Sr/Ca 比值作为 SST 的潜
在替代性指标[19,25]. 在前期工作中, 我们使用电感耦
合等离子体发射光谱仪(ICP-OES)对采自西沙群岛的
现代库氏砗磲 YX1 进行 Sr/Ca 比值测试, 结果显示高
分辨率 Sr/Ca 序列具有清晰的年周期(图 2), 与 SST
的季节变化显著相关且几乎不受砗磲壳体本身生理
作用影响[19]. 在随后的研究中(未发表), 我们又发现
砗磲的 Sr/Ca 比值在同种砗磲的不同个体间有良好的
可重复性, 而且基本不受到年龄、个体大小、尺寸、
营养水平等因素的影响 . 据此得到结论认为南海西
沙的库氏砗磲的 Sr/Ca 比值主要受海水温度控制 ,
是良好的古温度替代性指标[19].
在 2008 年的野外工作中, 我们从南海采集了两
个死去的库氏砗磲样品(命名为 SD1 和 DD1), AMS 14C

图 1 南海西沙砗磲采样地图
(a) 中国南海; (b) 西沙群岛; (c) 永兴岛和石岛; (d) 东岛. YX1, SD1 和 DD1 的采样点已标注在图中




1763
论 文

图 2 现代库式砗磲高分辨率18O和 Sr/Ca序列
Sr/Ca 序列(带点的黑线, a), 18O(带点的黑线, c)及 1994~2005 年仪器记录的 SST(灰线 b 和 d). Sr/Ca 比值和18O 数据来自现代库氏砗磲 YX1[19]
定年结果表明其分别存活于 RWP 和 MCA. 在本项研
究中, 将对 SD1 和 DD1 进行高分辨率 Sr/Ca 比值和
18O 的分析, 并尝试重建晚全新世温暖期南海西沙
地区的高分辨率气候信息.
1 材料和方法
1.1 采样
石岛(16°50′N, 112°20′E)和东岛(16°40′N, 112°44′E)
坐落于南海西沙群岛, 是面积分别为 0.08 和 1.55 km2
的椭圆形热带珊瑚岛(图 1). 南海西沙地区气候的季
节变化主要由东亚季风控制 , 夏季以西南季风为主
(暖湿), 冬季以东北季风为主(干冷).
在本研究中, 两个库氏砗磲样品于 2008 年 3 月
采自石岛和东岛, 分别被命名为 SD1 和 DD1(图 1).
采样地点位于石岛和东岛的北部海滩 , 宽阔珊瑚礁
盘的边缘. SD1 和 DD1 存活时很可能生活在临近的珊
瑚礁盘上, 在死亡后被海浪带到岸边. 石岛和东岛北
部的珊瑚礁盘的水深、水温等都比较相似, 这也使得
SD1, DD1 和现代样品 YX1(采样点靠近 SD1)之间的
比较是可信的.
SD1 宽 32 cm, 长 51 cm, 而 DD1 宽 38 cm, 长
74 cm (图 3). X 射线衍射(X-ray diffraction, XRD)分析
表明 SD1 和 DD1 几乎全由文石组成, 与其他地区的
库氏砗磲成分分析结果一致 [17]. 沿着砗磲背部的最

图 3 砗磲 SD1和 DD1的径向切面
径向切面明显分为两个不同的生长区域: 内壳和外壳. 带箭头黑线
表示稳定同位素(SL−1, 虚线)和 Sr/Ca 比值(SL−2, 实线)的取样线.
箭头指示取样方向
长生长棱将砗磲切开 , 其切面显示为两个不同的生
长区域: 内壳和外壳(图 3). 内壳被很好地保存但外
壳有明显的侵蚀痕迹(图 3). 因此在本研究中我们主



2014 年 6 月 第 59 卷 第 18 期
1764
要关注 SD1 和 DD1 的内壳部分, 这两个砗磲的内壳
部分能够用肉眼观测到清晰的生长纹层 . 将两个砗
磲切面处理为厚约 0.5 cm 的薄片, 以备实验需要.
1.2 Sr/Ca比值和稳定氧同位素分析
Sr/Ca 比值分析的粉末样品是沿着取样线使用微
钻采集(取样线见图 3), DD1 的采样间隔为 0.18 mm,
SD1 为 0.3 mm (除开始的 5 mm 为 0.15 mm 的间隔).
取样间隔是根据年生长线的宽度决定以保证每年超
过 12 个样品. 共取得 SD1 的样品 198 个(大约每年
18 个)和 DD1 的样品 230 个(大约每年 15 个). 对于每
个样品, 采集 0.5~1.5 mg 的样品加入 1%的 HNO3 完
全溶解, 然后稀释至 20~30 g 的溶液. 取约 10 g 溶液
用于 Sr/Ca 的测试, Sr/Ca 比值分析在中国科学技术大
学极地环境研究室的 Perkin Elmer 公司 2100DV 型电
感耦合等离子体发射光谱仪 ICP-OES 上进行. 分别
选取 317.933 和 407.771 nm 波长来测量 Ca 和 Sr. 样
品的 Sr/Ca 比值通过分析一系列标准溶液以外部标准
校正的方法获得, 具体方法参照文献[26]. 插入的监
控标准样品平均值为 2.183±0.001 mmol/mol, 相对标
准偏差为±0.46‰, 完全符合文献讨论的 Sr/Ca 温度
计所需要的精度.
单次微钻取样量并不足以满足18O 和 Sr/Ca 的
分析测试, 因而18O 分析的样品与 Sr/Ca 分析使用的
并不相同 . 同位素分析使用的样品粉末是以 0.356
mm 间隔沿取样线使用微钻在 SD1 和 DD1 上钻取的
(取样线见图 3). 共取得 SD1 的样品 151 个(大约每年
14 个)和 DD1 的样品 117 个(大约每年 8 个). 18O 比
值使用中国科学院广州地球化学研究所同位素地球
化学与年代学重点实验室的 GV IsoPrime®Ⅱ稳定同
位 素 比 值 质 谱 仪 (IRMS) 和 在 线 碳 酸 盐 制 备 系 统
(MultiPrep® Ⅱ)联用分析. 大约 70~100 g 样品在真
空和恒温 90℃的独立反应锅中与比重为 1.92 的磷酸
酐反应 . 逸出气体通过低温净化去除水汽和不凝性
气体. 样品中净化过的 CO2 通过毛细管引入质谱仪
并对照已知同位素组成标准进行测试 . 质谱仪使用
一个内部碳酸盐标准进行校准(GBW04405), 其18O
比值为8.49‰±0.14‰(V-PDB). 10 次标准分析给出
的外部精度(1)小于 0.08‰. 18O 分析结果的平均内
部精度为 0.06‰(1).
1.3 定年以及高分辨率 Sr/Ca和18O序列的年代
学设定
SD1 和 DD1 分别自其中部选择了 1 个和 2 个样
品进行 AMS 14C 测试. 定年分析在美国加州大学地
球系统科学系进行.
SD1 和 DD1 的 Sr/Ca 和18O 序列的年代学基于
我们之前研究的方法建立 [19]. 每一个年周期 Sr/Ca
(18O)数据的最高值对应为一月 , 而相邻两个最高
Sr/Ca(18O)值之间的数据点年代则通过等时间跨度
的线性内插确定[19]. 在统计分析前, 将 Sr/Ca 和18O
序列通过线性内插调整至月分辨率.
1.4 利用砗磲 Sr/Ca计算 SST的方法
在我们之前的工作中 , 分别基于所有月份数据
和极端数据(1, 6 和 7 月)的器测 SST 与现代砗磲 Sr/Ca
比值建立了两个校正方程 [19]. 基于所有月份建立的
回归公式为 SST(℃)=60.114.41×Sr/Ca (mmol/mol),
r2=0.71, n=133, 而基于极端数据建立的回归公式为
SST(℃)=64.9316.60×Sr/Ca (mmol/mol), r2=0.95, n=
34. 检验结果显示通过所有月份数据回归建立的方
程误 差较大 , 而极端 数据所 得方程能更 好地重建
SST[19]. 因此, 这里使用极端数据获得的方程来计算
晚全新世暖期的 SST.
2 结果与讨论
2.1 AMS14C定年结果
AMS 定年结果为(表 1): 1460±15 a BP (SD1), 2340±
15 a BP(DD1)和 2305±15 a BP(DD1). 使用 CalPal-
表 1 AMS 14C定年结果
样品编号 定年材料 14C 原始年龄(a BP) 校正年龄(a BP) 2 校正年龄(AD) 2
sdcq−4(SD1) 碳酸盐粉末 1460±15 960±40 990±40
ddcq−3(DD1) 碳酸盐粉末 2340±15 1920±40 30±40
ddcq−2(DD1) 碳酸盐粉末 2305±15 1880±40 70±40





1765
论 文
2007-marine 模式校正放射碳年龄为 960±40 a BP
(AD 990±40), 1920±40 a BP (AD 30±40)和 1880±40
a BP(AD 70±40)[27,28]. 校正的 AMS 14C 结果表明 SD1
生活的年代为 AD 990±40 附近(MCA 期间), 而 DD1
生活的年代为 AD 50±40 附近(RWP 期间).
2.2 Sr/Ca和18O结果
由 ICP-OES 获得的 SD1 和 DD1 高分辨率 Sr/Ca
比值序列有着良好的年周期循环 , 与现代砗磲样品
YX1 类似(图 4)[19]. SD1 和 DD1 的 Sr/Ca 序列中分别
记录了 11 和 15 个年周期. SD1 和 DD1 的平均 Sr/Ca 比
值分别为 2.18±0.10 mmol/mol(n=198)和 2.12±0.10
mmol/mol(n=230), 分布范围分别为 1.93~2.39 和 1.90~
2.38 mmol/mol (图 4). 对 SD1, DD1 和现代砗磲样品
YX1(2.24 mmol/mol)平均 Sr/Ca 比值的差异双侧检
验的 P 值小于 0.01.
SD1 和 DD1 的高分辨率18O 记录也有着清晰的
年循环, 夏季偏负而冬季偏正(图 4). SD1 和 DD1 的平均
18O 值 分 别 为 1.65‰±0.41‰(n=151) 和 1.87‰±
0.38‰(n=117), 分布范围分别为2.62‰~0.47‰和
2.61‰~0.94‰. 对 SD1, DD1 和现代 样品 YX1
(1.15‰)平均18O 的差异双侧检验的 P 值也小于 0.01.

图 4 砗磲 SD1和 DD1的18O和 Sr/Ca比值测试结果
(a1) 砗磲 SD1 的18O 比值序列; (a2) 砗磲 DD1 的18O 比值序列; (b1) 砗磲 SD1 的 Sr/Ca 比值序列; (b2) 砗磲 DD1 的 Sr/Ca 比值序列. 横坐标
指示取样点到内壳核心的距离



2014 年 6 月 第 59 卷 第 18 期
1766
2.3 晚全新世暖期南海西沙的高温特征
基于库氏砗磲 Sr/Ca 比值计算得到的 AD 990±40
和 AD 50±40 附近的月分辨率 SST 已经标注在图 5 中.
为了进一步减小由于砗磲不同季节生长速率差异带
来的误差, 在计算晚全新世暖期南海 SST 变化时我
们仅使用极端 SST[19]. 1 月的平均 SST 被设定为冬季
SST, 6 和 7 月平均 SST 被设定为夏季 SST. 冬夏两季
的 SST 平均值即为年平均(或中值)SST. 计算得出的
AD 990±40 和 AD 50±40 附近的年平均 SST 分别为
28.1 和 28.7℃, 分别比 AD 1994~2005 年间的平均
SST 27.3℃ (由现代样品 YX1 计算)高出了 0.8 和
1.4℃ (图 5). AD 990±40 和 AD 50±40 附近的平均夏
季 SST 分别为 29.7 和 30.5℃, 分别比 AD 1994~
2005(29.5℃)高出 0.2 和 1.0℃(图 5). AD 990±40 附近
和 AD 50±40 附近的平均冬季 SST 分别为 26.4 和
26.9℃, 分别比 AD 1994~2005 (25.1℃)高出 1.3 和
1.8℃(图 5).
现代砗磲 YX1 的18O 与海水18OW 和海水 SST
达成平衡方程 T(℃)=21.84.69×(18O18OW)[19], 即
砗磲18O 与 SST 为反相关关系 , 砗磲18O 偏负
0.213‰代表环境温度升高 1℃. 如果历史时期海水
18OW 已知 , 那么我们就可以通过化石砗磲的18O
来计算历史时期的 SST. 但是由于 MCA 和 RWP 期
间的高分辨率18OW 记录很难获得, 因此我们无法利
用砗磲18O 来直接计算 MCA 和 RWP 期间的 SST.
从化石砗磲18O 数据来看 (图 5), SD1(1.65‰)和
DD1(1.87‰)的18O 平均值分别比现代砗磲样品
YX1(1.15‰)偏负 0.5‰和 0.72‰, 如果晚全新世期
间西 沙海水氧同 位素没有太 大变化的话 , 偏 负的
18O 就很有可能指示了 MCA 和 RWP 期间的高温,
这与砗磲 Sr/Ca 计算得到的结果相一致.
2.4 MCA期间东亚地区的普遍高温
MCA 是距今最近的自然暖期, 因此 MCA 温暖
的程度和机制对理解现代的全球变暖有着重要的意
义. 许多研究关注 MCA 期间的气候特征, 但结果仍

图 5 砗磲记录的晚全新世温暖期温度
(a) 利用砗磲 Sr/Ca 重建的 AD 50±40, AD 990±40 和 AD 1994~2005 附近的高分辨率 SST 变化; (b) 不同时期砗磲18O 值的比较




1767
论 文
存在争论 , 其中一个争论的核心问题就是最近半个
世纪的温度是否超过了 MCA 期间的温度.
在本研究中, 通过砗磲高分辨率 Sr/Ca 和18O 计
算得到的热带高分辨率 SST 记录表明 MCA 期间南海
西沙比最近 10 年更温暖, 这与 IPCC 第四次报告主张
的最近 10 年是过去 1300 年以来最温暖的 10 年这一
结论并不一致 . 值得一提的是我们的砗磲记录并不
是东亚地区 MCA 比现代更温暖的唯一证据. 例如通
过历史文献记录恢复的中国东部过去 2000 年冬季温
度 变 化也 显示 MCA 是一 个 显著 温暖 的 时期 (AD
930~1310), 其最温暖的 30 年比 1951~1980 年的温度
高出 0.9℃[7]. 此外, 青藏高原中东部的树轮研究也
表明 MCA 期间的 AD 864~882 和 AD 965~994 的温
度与 1970~2000 年差不多甚至更温暖[29]. 同时, 在中
国西北柴达木盆地的湖泊研究也证实了 MCA 期间的
高温; 苏干湖、尕海湖和青海湖的有机地球化学定量
记录都显示 MCA 期间比现代暖期有着更高的温度[9].
这些古气候记录与本研究得到的高分辨率砗磲记录
结合起来 , 一起指示了至少在中国西北到南海北部
的广大区域, 最近的气候变暖并没有超过 MCA 期间
的自然变化范围.
3 结论
本研究从中国南海西沙采集了分别存活于 MCA
和 RWP 期间的两个化石库氏砗磲样品, 并利用其高
分辨率的18O 和 Sr/Ca 记录来重建晚全新世自然暖
期的气候信息. 结果表明, AD 990±40 和 AD 50±40 附
近的平均 SST 为 28.1 和 28.7℃, 比 AD 1994~2005 期
间的平均 SST (27.3℃, 由现代砗磲 YX1 的 Sr/Ca 测算)
分别高出了 0.8 和 1.4℃. 这一高分辨率高精度定量
重建结果, 与来自中国东部和西北地区的树轮、湖泊
沉积物、文献记录等重建结果结合起来, 共同指示从
中国西北到南海北部的广大区域 , 最近几十年的变
暖很有可能并没有超过 MCA 时期的自然变化范围.
这一结论与 IPCC 第四次评估报告指出的 20 世纪 90
年代可能是过去 1300 年以来最温暖的 10 年并不相同.
致谢 感谢中国科学技术大学刘晓东、吴自军、黄婧、刘毅、罗雨涵; 中国科学院广州地球化学研究所谢露华和邓文
峰; 以及刘晓宇, 周拜和张少龙等在采样和分析过程中给予的帮助.
参考文献
1 Mann M E, Zhang Z, Hughes M K, et al. Proxy-based reconstructions of hemispheric and global surface temperature variations over the
past two millennia. Proc Natl Acad Sci USA, 2008, 105: 13252−13257
2 IPCC. Climate Change 2007: The Physical Science Basis. Cambridge: Cambridge University Press, 2007
3 Mann M, Zhang Z, Rutherford S, et al. Global signatures and dynamical origins of the little ice age and medieval climate anomaly. Sci-
ence, 2009, 326: 1256−1260
4 Lamb H. The early medieval warm epoch and its sequel. Palaeogeogr Palaeoclimatol Palaeoecol, 1965, 1: 13−37
5 Lamb H H. Climate: Present, Past and Future. Volume 2. Climatic History and the Future. London: Barnes and Noble, 1977
6 Esper J, Cook E, Schweingruber F. Low-frequency signals in long tree-ring chronologies for reconstructing past temperature variability.
Science, 2002, 295: 2250−2253
7 Ge Q, Zheng J, Fang X, et al. Winter half-year temperature reconstruction for the middle and lower reaches of the Yellow River and
Yangtze River, China, during the past 2000 years. Holocene, 2003, 13: 933−940
8 Soon W, Baliunas S. Proxy climatic and environmental changes of the past 1000 years. Clim Res, 2003, 23: 89−110
9 He Y, Liu W, Zhao C, et al. Solar influenced late Holocene temperature changes on the northern Tibetan Plateau. Chin Sci Bull, 2013, 57:
1053–1059
10 Soon W, Baliunas S, Idso C, et al. Reconstructing climatic and environmental changes of the past 1000 years: A reappraisal. Energy En-
viron, 2003, 14: 233−296
11 Rosewater J. The family Tridacnidae in the Indo-Pacific. Indo-Pacific Mollusca, 1965, 1: 347−396
12 Aharon P, Chappell J. Oxygen isotopes, sea level changes and the temperature history of a coral reef environment in New Guinea over the
last 105 years. Palaeogeogr Palaeoclimatol Palaeoecol, 1986, 56: 337−379
13 Watanabe T, Oba T. Daily reconstruction of water temperature from oxygen isotopic ratios of a modern Tridacna shell using a freezing
microtome sampling technique. J Geophys Res-Oceans, 1999, 104: 20667−20674



2014 年 6 月 第 59 卷 第 18 期
1768
14 Aharon P, Chappell J, Compston W. Stable isotope and sea-level data from New Guinea supports Antarctic ice-surge theory of ice ages.
Nature, 1980, 283: 649−651
15 Aharon P. 140000-yr isotope climatic record from raised coral reefs in New Guinea. Nature, 1983, 304: 720−723
16 Aharon P. Recorders of reef environment histories-stable isotopes in corals, giant clams, and calcareous algae. Coral Reefs, 1991, 10:
71−90
17 Watanabe T, Suzuki A, Kawahata H, et al. A 60-year isotopic record from a mid-Holocene fossil giant clam (Tridacna gigas) in the Ryu-
kyu Islands: Physiological and paleoclimatic implications. Palaeogeogr Palaeoclimatol Palaeoecol, 2004, 212: 343−354
18 Welsh K, Elliot M, Tudhope A, et al. Giant bivalves (Tridacna gigas) as recorders of ENSO variability. Earth Planet Sci Lett, 2011, 307:
266−270
19 Yan H, Shao D, Wang Y, et al. Sr/Ca profile of long-lived Tridacna gigas bivalves from South China Sea: A new high−resolution SST
proxy. Geochim Cosmochim Acta, 2013, 112: 52−65
20 Grossman E, Ku T. Oxygen and carbon isotope fractionation in biogenic aragonite: Temperature effects. Chem Geol, 1986, 59: 59−74
21 Beck J, Edwards R, Ito E, et al. Sea-surface temperature from coral skeletal strontium/calcium ratios. Science, 1992, 257: 644−647
22 Alibert C, Mcculloch M T. Strontium/calcium ratios in modern Porites corals from the Great Barrier Reef as a proxy for sea surface tem-
perature: Calibration of the thermometer and monitoring of ENSO. Paleoceanography, 1997, 12: 345−363
23 Mcculloch M, Mortimer G, Esat T, et al. High resolution windows into early Holocene climate: Sr/Ca coral records from the Huon Pen-
insula. Earth Planet Sci Lett, 1996, 138: 169−178
24 Mcculloch M, Gagan M, Mortimer G, et al. A high-resolution Sr/Ca and 18O coral record from the Great Barrier Reef, Australia, and the
1982−1983 El Niño. Geochim Cosmochim Acta, 1994, 58: 2747−2754
25 Sano Y, Kobayashi S, Shirai K, et al. Past daily light cycle recorded in the strontium/calcium ratios of giant clam shells. Nat Commun,
2012, 3: 761
26 Schrag D P. Rapid analysis of high-precision Sr/Ca ratios in corals and other marine carbonates. Paleoceanography, 1999, 14: 97−102
27 Weninger B, Jöris O, Danzeglocke U. Cologne Radiocarbon Calibration & Palaeoclimate Research Package. Cologne: Cologne University.
2007
28 Hughen K A, Baillie M G L, Bard E, et al. Marine04 marine radiocarbon age calibration, 0−26 cal kyr BP. Radiocarbon, 2004, 46:
1059−1086
29 刘禹, 安芷生, Linderholm H W, 等. 青藏高原中东部过去 2485 年以来温度变化的树轮记录. 中国科学 D 辑: 地球科学, 2009, 39:
166−176