白令海盆17 ka以來的古海洋與古氣候記錄

王磊 王汝建 陳志華 陳建芳 程振波 孫燁忱

0 引言

白令海位于亞北極太平洋，是北太平洋最大的邊緣海，其北部通過白令海峽連接北冰洋的楚科奇海，是亞北極太平洋重要的組成部分。白令海季節(jié)性海冰形成于北部陸架區(qū)［1］，是全球大洋溫鹽循環(huán)終端，因此白令海的古海洋學研究對理解全球溫鹽循環(huán)在地質(zhì)歷史時期的變化有著重要的意義［2-4］。白令海沉積物記錄的古海洋學、古氣候信息變化可以為北半球冰蓋演變及高頻率氣候事件 D／O（Dansgaard-Oeschger）和 Heinrich事件等提供信息［4-7］，是研究北半球氣候變化的理想素材。

白令海是北太平洋水汽能量交換重要場所［4-5，8］，被認為是冰期 NPIW （Northern Pacific Intermediate Water：北太平洋中層水）的主要發(fā)源地［9-12］，其深度在末次冰消期可能達到 2 500—3 000 m水深之間［13-14］。研究白令海海冰擴張和消融歷史對理解北太平洋水汽交換和D／O、Heinrich氣候事件成因機制有著重要意義［15-16］。白令?，F(xiàn)代海冰以季節(jié)性海冰為主，主要受到北太平洋暖水團和冬季氣旋影響［17］，在年際尺度上不斷發(fā)生變化，海冰在3月可達最大覆蓋范圍（圖1）［18］，6月受到白令海南部太平洋暖水團增強的影響，海冰融化并后退至白令海峽以北，白令陸坡流經(jīng)白令海峽輸入北冰洋。在冰期白令海海冰受北半球變冷影響，海冰向南擴張，在YD和H1時期海冰可延伸至白令海西北部希爾紹夫脊最南端［14］，東南部鮑爾斯脊也為海冰覆蓋。鉆孔研究表明，冰筏碎屑（ice-rafted detritus，IRD）在末次冰盛期（Last Glacial Maximum，LGM）受到北半球冰蓋發(fā)育的影響，堆積速率明顯較 H2期高，并高于 H1、B／A和 YD時期［6］。

目前，白令海的古海洋學研究主要集中在北部陸坡、南部鮑爾斯脊、西部希爾紹夫脊等相對水深較淺的區(qū)域（水深 ＜3 000 m）［5-6，9，11，14，19］，對白令海盆沉積物的研究卻非常稀少，這是因為白令海盆水深較深（一般＞3 000 m），受到白令海現(xiàn)代碳酸鹽溶躍深度和碳酸鹽補償深度（carbonate compensation depth，CCD）影響［20-21］，沉積物中的碳酸鈣難以保存，難以獲取足量的鈣質(zhì)生物殼體用以AMS14C測年，建立地層年代框架，從而也難以建立多種環(huán)境替代指標的沉積記錄。本文擬通過白令海盆08BR02鉆孔沉積特征和IRD記錄的綜合研究，試圖重建白令海盆LGM以來海冰與水團的變化歷史并進而探討其對全球氣候變化的響應。

1 材料來源與研究方法

1.1 材料來源

本文采用的材料來源于2008年中國第3次北極科學考察航次在白令海盆中部利用重力取樣器所鉆取的柱狀樣沉積物08BR02孔，該鉆孔經(jīng)緯度為57°0.06′N，174°29.97′E，水深 3 805 m（圖 1）。該鉆孔長196 cm，以2 cm為間隔取樣，共計獲得98個樣品。

圖1 白令海盆08BR02鉆孔與相關鉆孔位置［6，14，18，22］、白令?，F(xiàn)代表層環(huán)流及3 000 m水深深層流分布以及洋流與海冰分布［17，19，23］.AS—阿拉斯加沿岸流；BSC—白令陸坡流；KC—勘察加流；BR—鮑爾斯脊；SR—希爾紹夫脊；UP—烏姆納克海臺Fig.1.Location of core 08BR02 in the Bering basin and referenced cores［6，14，18，22］.Oceanographic settings and March sea ice edge are indicated［17，19，23］.AS—Alaskan Stream；BSC—Bering Slope Current；KC—Kamchatka Current；BR—Bowers Ridge；SR—Shirshov Ridge；UP—Umnak Plateau

1.2 研究方法

本文對白令海盆08BR02鉆孔進行了顏色反射率測試，有孔蟲豐度統(tǒng)計，粒徑＞63、154和250μm的IRD含量統(tǒng)計，粒度組分分析，以及有機碳和浮游有孔蟲 Neogloboquadrina pachyderma（sin.）的AMS14C測年分析。

顏色反射率的測試：在沉積物柱狀樣剖開之后，使用Minolta CM2002光譜測色計測量沉積物表面的反射光譜數(shù)據(jù)，獲得參數(shù)L*，a*，b*。測試間隔為1 cm。

有孔蟲豐度和IRD含量分析方法：本文采用過篩沖洗的方法，將10—15 g干樣用水浸泡，用 ＞63μm篩子過篩水洗，然后收集屑樣，烘干，稱重，并分別用154和250μm篩子干篩，然后稱重記錄。在100倍顯微鏡下統(tǒng)計浮游有孔蟲和底棲有孔蟲豐度。本文將沖洗后＞63μm的組分統(tǒng)稱為粗組分，由于樣品中生物殼體的數(shù)量較少，未將有孔蟲、放射蟲、硅藻等生物殼體從中屑樣挑出，以＞63μm的組分百分含量近似為砂組分IRD百分含量［6］，同理計算出＞154和250μm的IRD百分含量。IRD是指通過海冰、大冰山和冰川等搬運方式輸入海洋，并沉積到海底的陸源碎屑物質(zhì)，可用以指示海冰或冰山的分布狀況［6，24］。

粒度組成分析：先稱取0.15 g干樣，分別用H2O2、HCl和NaOH去除有機質(zhì)、碳酸鹽和生物硅后，加入0.3 g六偏磷酸鈉作為分散劑，待煮沸1 min后在Beckman Coulter230全自動激光粒度分析儀上測試粒度組分，該儀器的測試范圍為 0.04—2 000μm，重復性測試偏差≤1%。

AMS14C測年：包括4個全樣的有機碳測年和1個浮游有孔蟲N.pachyderma（sin.）測年（殼體＞154μm，數(shù)量約1 200個）。

除AMS14C測年是在美國Beta實驗室測試外，以上分析測試均在同濟大學海洋地質(zhì)國家重點實驗室完成。

2 地層年代框架

地層年代框架是古環(huán)境研究中最為重要的環(huán)節(jié)之一，由于CCD的影響，有孔蟲的AMS14C測年一般只能運用在CCD以上的淺水區(qū)域。而白令海盆08BR02鉆孔所處水深3 805 m，有孔蟲數(shù)量較少，因此，本文同時采用全樣有機碳和有孔蟲的AMS14C測年來建立地層年代框架，共得到5個AMS14C年齡控制點（表1）。

有機碳和有孔蟲N.pachyderma（sin.）的AMS14C年齡用Calib Rev 6.0軟件和Marine 09校正曲線進行日歷年計算［25-26］。白令海有孔蟲的碳儲庫年齡在冰消期中波動較大，對于不同14C年齡需用不同的碳儲庫年齡進行校正，14C年齡在12.3 ka、12.8—13.4 ka和 14.9—15.3 ka等區(qū)間內(nèi)的數(shù)據(jù)分別需用850、700和1 550 a的碳儲庫年齡進行校正［27-29］，本文的測年數(shù)據(jù)沒有處在這些范圍內(nèi)，因此本文用700 a作為有孔蟲碳儲庫校正年齡［14］。同時，由于對白令海區(qū)域性有機碳碳儲庫年齡的研究較少［30-31］，本文采用的有機碳碳儲庫年齡為700 a，與有孔蟲碳儲庫年齡一致（表1）。

由于08BR02鉆孔柱狀樣深度84—190 cm之間缺乏可信的測年數(shù)據(jù)，本文利用08BR02鉆孔與NGRIP氧同位素曲線［32］，北太平洋 SO201-2-12、SO201-2-101、SO201-2-77、SO201-2-114多個鉆孔的顏色反射率曲線進行對比［14］，確定其年代框架（圖2）。顏色反射率由3個分量 L*、a*、b*組成，分量L*是反應沉積物的灰度變量，而a*，b*分別表示從紅色到綠色和從藍色到黃色顏色變化的變量。其中，顏色反射率分量b*被認為是一種可以用來反應缺氧環(huán)境下沉積物中生物硅和有機碳含量變化的指標［33］，并在白令海多個鉆孔的研究中被用來作為地層劃分和對比的工具，確定地層年代框架［6］。本文通過對比 08BR02和 SO201-2-12、SO201-2-101、SO201-2-77、SO201-2-114鉆孔 b*的變化，確定了08BR02鉆孔的兩個年齡控制點，同時也可以看出08BR02鉆孔的AMS14C測年數(shù)據(jù)是可靠的（圖2）。

表1 白令海盆08BR02鉆孔的AMS 14 C年齡數(shù)據(jù)與控制點Table 1.AMS 14 C dating data and age control points of core 08BR02 in the Bering Basin

通過7個年齡控制點數(shù)據(jù)之間的插值計算，得到08BR02鉆孔頂部沉積物年齡為4.2 ka，底部沉積物年齡為17.0 ka。圖2中實心三角形所標示的位置為有機碳和有孔蟲AMS14C年齡控制點，空心三角形所標示的位置為SO201-2-12、SO201-2-101、SO201-2-77、SO201-2-114鉆孔顏色反射率曲線進行對比后確定的年齡控制點。

3 結果

3.1 IRD與粒度組分變化

白令海盆08BR02鉆孔中IRD＞63μm組分的變化在0.1%—39.1%之間，平均值為3.6% （圖3），其含量最高值出現(xiàn)在H1時期 （15.4 ka）。本文以10%為界限，凡IRD＞63μm組分大于10%的層位記為陸源碎屑物質(zhì)輸入事件。自17.0 ka以來，IRD＞63μm組分含量分別在 15.6—14.8 ka，13.7—13.2 ka及12.5—12.3 ka超過10%，記錄了3次陸源碎屑物質(zhì)輸入事件，分別記為IRD 3，IRD 2，IRD 1，其峰值依次降低。12 ka以來，IRD＞63μm組分含量均小于3%。IRD＞154μm組分的變化范圍在0.01%—3.3%之間，平均值為0.36%，其含量分布整體上與IRD＞63μm組分峰值一致，僅在H1時期有所差別，其含量在15.6—14.8 ka之間快速增加，而IRD＞63μm組分含量在該時間段快速下降。IRD＞250μm組分含量的變化范圍在0—1.2%之間，平均值為0.06%，其整體變化趨勢幾乎與IRD＞154μm組分完全一致。

圖2 白令海盆08BR02孔的顏色反射率b*與北太平洋SO201-2-12、SO201-2-101、SO201-2-77、SO201-2-114鉆孔顏色反射率b*［14］以及NGRIP氧同位素記錄的對比［32］.實心三角形和空心三角形分別為AMS 14 C測年和顏色反射率b*控制點Fig.2.Correlation of color b*between core 08BR02 in Bering Basin and core SO201-2-12，SO201-2-101，SO201-2-77 and SO201-2-114［14］in North Pacific and NGRIPδ18 O record［32］.AMS 14 C data（solid triangle）and age control points based on color b*（hollow triangle）are given H1—Heinrich event 1；B／A—B?lling／Aller?d；YD—Younger Dryas

圖3 白令海盆08BR02鉆孔17 ka以來IRD含量與粒度組分的變化Fig.3.Changes of IRD，mean and median grain sizes，and grain components in core 08BR02 in the Bering Basin over the last17 ka

白令海盆08BR02孔沉積物平均粒徑變化范圍在10.4—60.5μm之間（圖3），平均值為30.5μm。17 ka以來，共經(jīng)歷3次平均粒徑增大的過程，分別對應的時間段為 15.6—14.8 ka，13.7—13.2 ka及8.8 ka，前兩次分別與 IRD 3和 IRD 2事件同步，IRD 2事件后平均粒徑整體呈逐漸下降的趨勢。在YD時期，平均粒徑的增加略微滯后于IRD＞63μm組分的增加，IRD＞63μm組分的高峰出現(xiàn)在YD和B／A界限上，而平均粒徑的增加發(fā)生在YD中期。該孔沉積物的中值粒徑變化范圍在13.4—51.1μm之間，平均值為24.4μm，其高峰和變化趨勢與平均粒徑的近乎一致。

將08BR02鉆孔沉積物的粒度組成劃為黏土組分（＜4μm）、粉砂組分（4—63μm）、砂組分（＞63 μm）［34］。其中黏土組分百分含量的變化范圍為4.3%—38.5%；粉砂組分為 45.5%—91.5%；砂組分為 0.1%—35.1%，其平均值分別為 13.6%、77.9%和8.5%。砂組分與黏土組分變化趨勢相反，與平均粒徑和中值粒徑的變化趨勢近乎一致。

本文嘗試采用粒徑-標準偏差方法對沉積物粒度組分進行分析，提取對環(huán)境敏感的不同粒級組分（圖4）。08BR02孔樣品中各粒級的標準偏差數(shù)據(jù)結果呈現(xiàn)明顯的雙峰態(tài)，標志自17 ka以來08BR02鉆孔中對沉積環(huán)境敏感的組分分別為8—14μm和33—63μm，其中較粗的33—63μm敏感組分含量變化范圍為2.2%—48.0%，最高值出現(xiàn)在16.7—16.5 ka，整體變化趨勢與平均粒徑相同，但在15.6—14.8 ka期間，平均粒徑呈現(xiàn)下降的趨勢，而33—63μm敏感組分逐步增加。較細的8—14μm敏感組分含量變化范圍為5.0%—25.2%，與33—63μm和平均粒徑變化趨勢相反。

圖4 白令海盆08BR02鉆孔17 ka以來敏感組分及砂組分（＞63μm）和平均粒徑的變化Fig.4.Variations of sensitive components，sand component（＞63μm）and mean grain size in core 08BR02 in the Bering Basin over the last17 ka

3.2 有孔蟲豐度

自17 ka以來，浮游有孔蟲和底棲有孔蟲豐度分布大致相同（圖5），浮游有孔蟲豐度的變化范圍為0—215枚·g－1，出現(xiàn)3個高峰，其時間段分別為15.4—14.9 ka、13.4 ka和 12.8—12.6 ka，幾乎與 3次IRD事件相對應。自全新世以來浮游有孔蟲豐度無明顯高峰，其豐度幾乎為零。底棲有孔蟲豐度的變化范圍為0—979枚·g－1，在15.4—14.8 ka出現(xiàn)一個明顯的高峰，時間與IRD 3事件相對應，而13.4 ka和12.8—12.6 ka出現(xiàn)的2個小峰分別對應IRD 2、IRD 1事件，其豐度均在60枚·g－1以下，全新世以來無明顯高峰。

圖5 白令海盆08BR02鉆孔17 ka以來IRD含量與有孔蟲豐度變化Fig.5.Variations of IRD and foraminifera abundance in core 08BR02 in the Bering Basin over the last17 ka

4 討論

4.1 氣候變化與海冰擴張

硅藻研究結果顯示白令海在LGM時期，就海冰分布形式可以分為三個區(qū)域：北部為季節(jié)性海冰覆蓋區(qū)域；海盆中部為流動性海冰覆蓋區(qū)域；南部鮑爾斯脊以南區(qū)域為無冰的開闊海域［35］，同時也有數(shù)據(jù)顯示LGM時期烏姆納克海臺為永久性海冰覆蓋，并在17—10 ka期間海冰從永久性海冰過度為季節(jié)性海冰［18］。本次研究的白令海盆08BR02鉆孔所處位置為流動性海冰覆蓋區(qū)域，在冰期可能接受海冰或冰山所攜帶的IRD沉積，因此，08BR02鉆孔IRD（＞63μm、＞154μm和 ＞250μm）、粒度中的砂組分等粗顆粒組分含量的變化可能反映海冰的擴張歷史。

自 H1至全新世的轉變過程中，白令海盆08BR02鉆孔的 IRD（＞63μm、＞154μm和 ＞250 μm）含量，粒度的砂組分含量，及其中值與平均粒徑都逐漸降低，反映了海冰從擴張到消融的過程，其變化基本上與鮑爾斯脊上G11和G13鉆孔的IRD記錄一致［6］。但是，IRD（＞63μm）含量的變化與 IRD（＞154μm和＞250μm）含量變化存在一定差異，可能是由于從H1向B／A轉變過程中IRD的輸送模式發(fā)生變化。對比H1時期的3種不同粒徑大小的IRD，發(fā)現(xiàn)IRD（＞154μm和＞250μm）含量的高峰明顯滯后于IRD（＞63μm）的高峰，說明IRD由海冰輸送轉變?yōu)楸捷斔?，因為海冰、大冰塊或者冰山都能夾帶和搬運一些粗的IRD，但是海冰的主要貢獻是砂級以下的IRD（＜250μm），而大冰塊或者冰山的主要貢獻是粗的 IRD（＞250μm）［36-37］，因此白令海盆08BR02鉆孔不同粒級的IRD含量的變化說明：IRD的搬運模式在H1向B／A轉變過程中由海冰輸送模式為主轉變?yōu)榇蟊鶋K或冰山搬運為主。在B／A中期08BR02鉆孔IRD（＞63μm）含量明顯增加（圖3）。白令海盆西部希爾紹夫脊和烏姆納克海臺上多個鉆孔中的海水表層溫度（sea surface temperature：SST）記錄都顯示，在 B／A中期存在一次變冷事件［14，18，38］，這次降溫事件與 08BR02鉆孔的IRD（＞63μm和＞154μm）與粒度的砂組分含量，以及中值與平均粒徑明顯增加的時間一致，說明在B／A中期存在一次冷事件，這一冷事件可能是B?lling與 Aller?d暖事件之間的 Older Dryas（OD）冷事件［39］，該事件是一次周期短，振幅小的冷事件，并廣泛分布在北半球［40］。在OD期間，白令海海冰擴張，海冰所攜帶粗顆粒沉積物在08BR02站位卸載并沉積。

白令海盆IRD（＞63μm和＞154μm）含量在B／A與YD界限附近的顯著增加明顯超前于北太平洋許多鉆孔的 IRD記錄［6，23，41］，同時 08BR02鉆孔的砂組分、中值粒徑、平均粒徑滯后于IRD含量的變化，在YD期間增加。導致這一差異的原因可能來自兩個方面：（1）本文采用的IRD分析方法并未去除有孔蟲殼體、生物硅和有機質(zhì)等生源組分，而粒度分析中已去除這些生源物質(zhì)，因此IRD含量中包含反映B／A晚期表層生產(chǎn)力的生源組分；（2）本文IRD實驗樣品用量10—15 g，而粒度分析的樣品用量僅0.15 g，兩者相差近100倍，使得粒度分析難以獲取較多粗顆粒物質(zhì)，導致最終結果可能存在一定的差異。盡管兩者用量存在差異，但是粒度中的砂組分含量及中值與平均粒徑的變化同樣反映了從B／A至YD時期北半球氣候由暖變冷，海冰擴張，由海冰搬運至08BR02站位的粗顆粒沉積物增加。全新世以來，氣候逐漸變暖，海冰后退至白令海陸架，白令海盆08BR02站位接受的粗顆粒沉積物減少，IRD（＞63μm）含量減少至5%以下，而粒度中的砂組分含量不超過10%，中值與平均粒徑逐漸減小，黏土組分增加，顯示相對溫暖、穩(wěn)定的氣候和沉積環(huán)境。

白令海盆08BR02鉆孔敏感組分的分析發(fā)現(xiàn)，其較粗的33—63μm組分含量變化與平均粒徑的變化完全一致，與砂組分的變化相似，說明該組分可能與砂組分一樣是通過海冰、大冰塊或者冰山搬運卸載至08BR02站位（圖4）。而較細的8—14μm組分與33—63μm敏感組分變化趨勢相反，可能是通過洋流等搬運模式搬運卸載至08BR02站位，但這一解釋需要進一步的研究來證實。

4.2 鈣質(zhì)生物生產(chǎn)力與海冰融化關系

白令海南部鮑爾斯脊上的沉積記錄研究顯示，有孔蟲豐度在H1和YD冷期都出現(xiàn)低值，而在B／A暖期出現(xiàn)高峰［6］，這與北太平洋、鄂霍次克海和白令海的其他研究結果一致［19，23，42-43］。這是由于氣候轉暖過程中，海水表層溫度的上升和海冰的減少促進了表層生產(chǎn)力的增加［6，23，26，44］。但是，白令海盆08BR02鉆孔的浮游和底棲有孔蟲豐度的變化與上述研究結果顯然不一致。南部鮑爾斯脊上GC13和GC11鉆孔中浮游和底棲有孔蟲，以及硅藻和放射蟲豐度高峰出現(xiàn)在B／A暖期，低值出現(xiàn)在H1和YD冷期［6，45］。而白令海盆08BR02鉆孔的浮游和底棲有孔蟲豐度高峰值出現(xiàn)在H1晚期、B／A中期以及B／A與 YD界限附近，幾乎與IRD（＞63μm和 ＞154μm）和粒度中的砂組分含量以及中值與平均粒徑的變化同步。由于08BR02鉆孔幾乎位于海盆中央，浮游和底棲有孔蟲的鏡下觀察顯示，其殼體完整，生物組合相對穩(wěn)定，基本上可以排除濁流和再沉積。因此，這三個鉆孔之間浮游和底棲有孔蟲豐度在時間上的差異可能與區(qū)域性的表層生產(chǎn)力的變化有關。

現(xiàn)代白令海東北和西北陸坡至陸架邊緣的上部水體中存在一個高生產(chǎn)力帶，被稱為“白令海綠帶”［46-47］，由融冰水和沿岸的上升流為該區(qū)域生物的勃發(fā)提供營養(yǎng)物質(zhì)。在冰期，海冰向南擴張至海盆并融化［35］，為海盆區(qū)域生物的勃發(fā)提供可能。因此從H1至YD時期，08BR02鉆孔浮游有孔蟲豐度高峰在時間上與各粒級的IRD高峰幾乎一一對應，可能反映海冰融化為表層水提供營養(yǎng)物質(zhì)，導致鈣質(zhì)浮游生物的勃發(fā)和繁盛，并且表層有機物被進一步輸出至海底，為底棲生物提供營養(yǎng)物質(zhì)［48］。

5 結論

本文通過白令海盆08BR02孔的顏色反射率b*，IRD，粒度及其敏感組分，有孔蟲豐度和 AMS14C測年數(shù)據(jù)的分析得出以下結論：

（1）通過白令海盆08BR02孔的AMS14C測年數(shù)據(jù)和顏色反射率b*記錄與NGRIP氧同位素、北太平洋的多個鉆孔的顏色反射率b*記錄的對比，建立該孔的地層年代框架，其頂部年齡為4.2 ka，底部年齡為 17.0 ka。

（2）白令海盆08BR02孔17 ka以來的IRD、粒度的砂組分以及敏感組分中的33—63μm含量在H1、B／A和YD期間明顯增加，對應于全球性的H1、B／A中期和 YD冷事件。這些 IRD、砂組分以及33—63μm的敏感組分主要來源于海冰、冰山或者大冰塊搬運，其含量的變化反映了白令海盆17 ka以來的海冰擴張和消融的歷史。

（3）白令海盆08BR02孔的IRD與有孔蟲豐度在H1、B／A和YD期間同步增加，可能反映海冰融化為表層水提供營養(yǎng)物質(zhì)，導致鈣質(zhì)浮游生物的勃發(fā)和繁盛，并且表層有機物被進一步輸出至海底，為底棲生物提供營養(yǎng)物質(zhì)。

致謝 本工作是國家財政部、國家海洋局極地考察辦公室組織實施的“中國第三次北極科學考察項目（CHINARE-2008）”的一部分，樣品由中國極地研究中心沉積物庫提供。感謝中國第三次北極科學考察隊全體隊員為采集沉積物樣品所付出的艱辛努力，感謝肖文申、李文寶、張海峰、王壽剛、胡正瑩、章陶亮、劉雨萌、梅靜及劉偉男對本文實驗和寫作給予的幫助。

1 Niebauer H J.Variability in Bering Sea ice cover as affected by a regime shift in the North Pacific in the period 1947—1996.Journal of Geophysical Research，1998，103（C12）：27717—27737.

2 Takahashi K.The Okhotsk and Bering Seas：criticalmarginal seas for the land-ocean linkage／／Saito Y，Ikehara K，Katayama H.Land-Sea Link in Asia，Proceedings of an international work shop on sediment transport and storage in coastal sea-ocean system.Tsukuba，1999，1341-353.

3 陳立奇，高眾勇，王偉強，等.白令海盆p CO2分布特征及其對北極碳匯的影響.中國科學（D輯），2003，33（8）：781—790.

4 王汝建，陳榮華.白令海晚第四紀的Cycladophora davisiana：一個地層學工具和冰期亞北極太平洋中層水的替代物.中國科學（D輯），2005，35（2）：149—157.

5 何沅澎，王汝建，鄭洪波，等.白令海DSDP188站氧同位素3期以來的古海洋與古氣候記錄.海洋地質(zhì)與第四紀地質(zhì)，2006，26（2）：65—71.

6 Gorbarenko SA，Wang P，Wang R，et al.Orbital and suborbital environmental changes in the southern Bering Sea during the last50 kyr.Palaeogeography，Palaeoclimatology，Palaeoecology，2010，286（1-2）：97—106.

7 Schlung SA，Ravelo A C，Aiello LW.Millennial-scale climate change and intermediatewater circulation in the Bering Sea from 90 ka—A high-resolution record from IODP Site U1340.Paleoceanography，2013，28（1）：54—67，doi：10.1029／2012PA002365.

8 李霞，王汝建，陳榮華，等.白令海北部陸坡晚第四紀的古海洋與古氣候?qū)W記錄.極地研究，2004，16（3）：261—269.

9 Ohkushi K，Itaki T，Nemoto N.LastGlacial-Holocene change in intermediate-water ventilation in the Northwestern Pacific.Quaternary Science Review，2003，22（14）：1477—1484.

10 劉焱光，石學法，呂海龍.日本海、鄂霍次克海和白令海的古海洋學研究進展.海洋科學進展，2004，22（4）：519—530.

11 王汝建，李霞，肖文申，等.白令海北部陸坡100 ka來的古海洋學記錄及海冰的擴張歷史.地球科學：中國地質(zhì)大學學報，2005，30（5）：550—558.

12 Horikawa K，Yoshihiro A，Koshi Y，et al.Intermediate water formation in the Bering Sea during glacial periods：Evidence from neodymium isotope ratios.Geological Society of America，2010，38（5）：435—438，doi：10.1130／G30225.1.

13 Okazaki Y，Timmermann A，Menviel L，et al.Deepwater formation in the North Pacific during the Last Glacial Termination.Science，2010，329（5988）：200—204.

14 Max L，Riethdorf JR，Tiedemann R，et al.Sea surface temperature variability and sea-ice extent in the subarctic northwest Pacific during the past 15 000 years.Paleoceanography，2012，27：PA3213，doi：10.1029／2012PA002292.

15 武炳義，高登義，黃榮輝.冬春季節(jié)北極海冰的年際和年代際變化.氣候與環(huán)境研究，2009，5（3）：249—258.

16 ClemmentA C，Peterson LC.Mechanismsofabrupt climate change of the lastglacial period.Reviewsof Geophysics，2008，46（4）：RG4002，doi：10.1029／2006RG000204.

17 Caissie B E，Brigham-Grette J，Lawrence K T，etal.Lastglacialmaximum to holocene sea surface conditionsat Umnak Plateau，Bering Sea，as inferred from diatom，alkenone，and stable isotope records.Paleoceanography，2010，25：PA1206，doi：10.1029／2008PA001671.

18 Grebmeier JM，Cooper LW，F(xiàn)eder H M，etal.Ecosystem dynamics of the pacific-influenced Northern Bering and Chukchiseas in the Amerasian Arctic.Progress in Oceanography，2006，71（2-4）：331—361.

19 Cook M S，Keigwin L D，Sancetta C A.The deglacial history of surface and intermediatewater of the Bering Sea.Deep-Sea ResearchⅡ，2005，52（16-18）：2163—2173.

20 陳榮華，孟翊，華棣，等.楚科奇海與白令海表層沉積中的鈣質(zhì)和硅質(zhì)微體化石研究.海洋地質(zhì)與第四紀地質(zhì)，2001，21（4）：25—30.

21 孟翊，陳榮華，鄭玉龍.白令海和楚科奇海表層沉積中的有孔蟲及其沉積環(huán)境.海洋學報，2001，23（6）：85—93.

22 Keigwin L D，Jones G A，F(xiàn)roelich PN.A 15 000 year paleoenvironmental record from MeijiSeamount，far northwestern Pacific.Earth and Planetary Science Letters，1992，111（2-4）：425—440.

23 Stabeno P J，Schumacher JD，Ohtani K.The physical oceanography of the Bering Sea／／Loughlin T R，Ohtani K.Dynamics of the Bering Sea.Fairbanks：University of Alaska Sea Grant，1999：1—28.

24 Nechaev V P，Sorochinskaya A V，Tsoy IB，etal.Clastic component in Quaternary sedimentof the northwest Pacific and their paleo-oceanic significance.Marine Geology，1994，118（1-2）：119—137.

25 Stuiver M，Reimer P J.Extended14C database and revised CALIB radiocarbon calibration program.Radiocarbon，1993，35：215—230.

26 Reimer P J，Baillie M G L，Bard E，et al.Intcal 09 and Marine 09 radiocarbon age calibration curves，0—50 000 years cal BP.Radiocarbon，2009，51（4）：1111—1150.

27 Sarnthein M，Kiefer T，Grootes PM，etal.Warmings in the far northwestern Pacific promoted pre-Clovis immigration to America during Heinrich event1.Geology，2006，34（3）：141—144.

28 Gebhardt H，Sarnthein M，Grootes PM，etal.Paleonutrientand productivity records from the subarctic North Pacific for Pleistocene glacial terminationsⅠtoⅤ.Paleoceanography，2008，23（4）：PA4212，doi：10.1029／2007PA001513.

29 Lund D C，Mix A C，Southon J.Increased ventilation age of the deep northeast Pacific Ocean during the last deglaciation.Nature Geoscience，2011，4（11）：771—774.

30 Tanoue E，Handa N.Some characteristic features of the vertical profile oforganicmatter in recent sediment from the Bering Sea.Journalof the Oceanographical Society of Japan，1980，36（1）：1—14.

31 Nakatsuka T，Watanabe K，Handa N，etal.Glacial to interglacial surface nutrientvariationsof Bering deep basins recordsby13δC and15δN of sedimentary organicmatter.Paleoceanography，1995，10（6）：1047—1061.

32 Andersen K K，Azuma N，Barnola JM，etal.High-resolution record of Northern Hemisphere climate extending into the last interglacial period.Nature，2004，431（7005）：147—151.

33 Debret M，Desmet M，Balsam W，et al.Spectrophotometer analysis of Holocene sediments from an anoxic fjord：Saanich Inlet，British Columbia，Canada.Marine Geology，2006，229（1-2）：15—28.

34 國家海洋局.GB 12763.海洋調(diào)查規(guī)范（第8部分：海洋地質(zhì)地球物理調(diào)查）.北京：中國標準出版社，2007：7—9.

35 Katsuki K，Takahashi K.Diatoms as paleoenvironmental proxies for seasonal productivity，sea-ice and surface circulation in the Bering Sea during the late Quaternary.Deep-Sea Research II，2005，52（16-18）：2110—2130.

36 Phillips R L，Grantz A.Regional variations in provenance and abundance of ice-rafted clasts in Arctic Ocean sediments：implications for the configuration of late Quaternary oceanic and atmospheric circulation in the Arctic.Marine Geology，2001，172（1-2）：91—115.

37 Darby D A，Zimmerman P.Ice-rafted detritusevents in the Arctic during the lastglacial interval，and the timing of the Innuitian and Laurentide ice sheet calving events.Polar Research，2008，27（2）：114—127.

38 Riethdorf JR，Max L，Nurnberg D，et al.Deglacial development of（sub）sea surface temperature and salinity in the subarctic northwest Pacific：Implications for upper-ocean stratification.Paleoceanography，2013，28（1）：91—104.

39 Stuiver M，Grootes PM，Braziunas T F.The GISP2δ18O climate record of the past16 500 years and the role of the Sun，ocean，and volcanoes.Quaternary Research，1995，44（3）：341—354.

40 Hendy IL，Kennett JP，Roark EB，etal.Apparent synchroneity of submillennialscale climate eventsbetween Greenland and Santa Barbara Basin，California from 30—10 ka.Quaternary Science Reviews，2002，21（10）：1167—1184.

41 Riethdorf JR，Nurnberg D，Max L，et al.Millennial-scale variability ofmarine productivity and terrigenousmatter supply in the western Bering Sea over the past180 kyr.Climate of the Past，2013，9（3）：1345—1373，doi：10.5194／cp-9-1345-2013.

42 Gorbarenko SA.Stable isotope and lithologic evidence of late-glacial and Holocene oceanography of the North western Pacific and itsmarginal seas.Quaternary Research，1996，46（3）：230—250.

43 Keigwin L D.Glacial-age hydrography of the far northwest Pacific Ocean.Paleoceanography，1998，13（4）：323—333.

44 Kiefer T，Sarnthein M，Erlenkeiseuser H，et al.North Pacific response tomillennial-scale changes in ocean circulation over the last60 kyr.Paleoceanography，2001，16（2）：179—189.

45 Khusid T A，Basov IA，Gorbarenko SA，etal.Benthic foraminifers in upper quaternary sediments of the Southern Bering sea：Distribution and paleoceanographic interpretations.Stratigraphy and Geological Correlation，2006，14（5）：538—548.

46 Springer AM，McRoy CP，F(xiàn)lintM V.The Bering Sea Green Belt：Shelf-edge processesand ecosystem production.FisheriesOceanography，1996，5（3-4）：205—223.

47 王汝建，陳榮華，肖文申.白令海表層沉積物中放射蟲的深度分布特征及其海洋學意義.微體古生物學報，2005，22（2）：127—135.

48 Rella S F，Tada R，Nagashima，K，etal.Abrupt changes of intermediatewater properties on the northeastern slope of the Bering Sea during the last glacial and deglacial period.Paleoceanography，2012，27：PA3203，doi：10.1029／2011PA002205.