西北冰洋楚科奇海臺08P23孔氧同位素3期以來的古海洋與古氣候記錄

章陶亮 王汝建 陳志華 陳建芳 程振波 孫燁忱

0 引言

北極地區(qū)直接影響全球尺度的大氣環(huán)流、大洋環(huán)流和氣候演化，是全球氣候變化的驅(qū)動器和響應器之一［1-3］。北冰洋與全球氣候的相互作用主要表現(xiàn)為兩點：大面積海冰覆蓋增加了太陽輻射反照率，影響全球能量平衡；通過北冰洋的太平洋水和大西洋水影響全球大洋溫鹽循環(huán)［4-6］。隨著全球變暖，近10年來北冰洋夏季和秋季海冰外緣線面積下降趨勢明顯加快［7］。北極地區(qū)的變化將影響全球環(huán)境和氣候［8］，該區(qū)域已成為海洋與氣候變化研究的熱點地區(qū)。

對北極地區(qū)古環(huán)境研究，有助于我們了解該地區(qū)氣候的長期變化，并根據(jù)過去類似的氣候條件（如第四紀間冰期）制作未來氣候變化的模型［9］。西北冰洋沉積物的研究發(fā)現(xiàn)，很多深海沉積物中上部明顯的棕色－灰色旋回是地層對比和建立年代框架的重要標志［10］。另外，沉積物的顏色反射率［11］，有孔蟲豐度，Ca和Mn元素相對含量［12-13］也能作為劃分地層的依據(jù)。冰筏碎屑（Ice-Rafted Detritus，IRD）是沉積物中的常見組分。從陸地冰川分離出來進入海洋的冰山以及海冰會將陸源碎屑一并攜帶進入海洋中。隨著氣候的變暖，冰筏融化過程中陸源碎屑卸載，最終被保存在沉積物中［14］。冰期的IRD事件與北美勞倫（Laurentide）冰蓋和因紐特（Innuitian）冰蓋的崩裂時間一致；因此，它不僅能指示這些陸源碎屑的來源，IRD含量高低通常用來指示海冰、大塊冰或冰山的搬運能力，而且還指示了表層洋流的變化歷史［15-16］。浮游有孔蟲 Neogloboquadrina pachyderma（sinistral）（Nps）是北冰洋中的優(yōu)勢種，其殼體的氧碳同位素是研究北冰洋上層水體以及冰融水事件的重要替代指標［17-20］。目前北極地區(qū)古環(huán)境研究主要集中在北冰洋東側(cè)，很少涉及北冰洋西側(cè)，其研究也缺乏系統(tǒng)性。本文試圖通過分析2008年中國第三次北極科學考察在楚科奇海臺鉆取的08P23孔沉積物柱狀樣，研究該地區(qū)晚第四紀以來的IRD事件和洋流變化以及水團的變化歷史，為重建該研究區(qū)古環(huán)境提供重要依據(jù)。

1 現(xiàn)代海洋環(huán)境

北冰洋接受了來自歐亞和北美大陸大量的入海徑流（淡水輸入），約占全球入海徑流總量的10%［21］。楚科奇海是西北冰洋的邊緣海之一，是太平洋與北冰洋進行能量與物質(zhì)交換的區(qū)域［22］，南部通過很淺的白令海峽（～50 m）與太平洋相連，受太平洋水影響強烈。通過白令海峽進入北冰洋的三股水團自西向東依次為：低溫高鹽富營養(yǎng)的阿納德流（AC）、白令海陸架水（BSSW）和高溫低鹽的阿拉斯加沿岸流（ACC）。同時，西伯利亞沿岸流（SCC）通過長峽（Long Strait）進入楚科奇海［23-24］。楚科奇海西部海域受太平洋富營養(yǎng)鹽海水影響，海洋生產(chǎn)力高；而在阿拉斯加西北部近海，海水營養(yǎng)鹽含量低，海洋生產(chǎn)力低［25-26］。北冰洋表層環(huán)流主要由穿極流（Transpolar Drift）和波弗特環(huán)流（BG）組成，加拿大海盆受順時針的波弗特環(huán)流控制。穿極流從歐亞大陸一側(cè)穿越北極沿格陵蘭島東側(cè)流向大西洋方向。大西洋水通過法拉姆海峽（Fram Strait）和巴倫支海進入北冰洋，并下沉至200 m以下成為北冰洋次表層水，形成逆時針環(huán)流［27］（圖1）。楚科奇海臺常年被海冰覆蓋，受波弗特環(huán)流控制，并受到通過楚科奇海的太平洋水的影響。

2 材料來源與研究方法

2.1 材料來源

本次研究的材料來源于2008年中國第三次北極科學考察在西北冰洋楚科奇海臺取得的08P23孔重力 柱 沉 積 物 （76°20.14′N，162°29.16′W，水 深2 086 m）［28］（圖1）。該孔柱狀樣總長 294 cm，巖芯按照2 cm間隔取樣，共獲得147個樣品。

2.2 研究方法

本文中對楚科奇海臺08P23孔沉積物柱狀樣所做的分析包括顏色反射率的測定、XRF元素掃描、IRD含量統(tǒng)計、有孔蟲豐度統(tǒng)計、浮游有孔蟲Nps穩(wěn)定氧和碳同位素測定，AMS14C測年和碳酸鈣含量測定。

顏色反射率測定：柱狀樣剖開并清理表面后，立即利用Minolta CM22002分光測色計以1 cm分辨率測量沉積物的光譜特征，獲得顏色參數(shù)分別為L*，a*，b*。

XRF元素掃描：柱狀樣剖開后，切割成1 m左右一段，將表面刮平整，將專業(yè)測試薄膜覆在剖面上。用AVAATECH公司制造的 XRF Core-Scanner元素掃描分析儀進行元素含量無損掃描測試，分辨率為1 cm，測得從Al至U元素的相對含量。

IRD含量測定及浮游和底棲有孔蟲豐度統(tǒng)計：使用CHRIST冷凍干燥儀將濕樣凍干，再取20 g左右干樣經(jīng)過冷水泡開，使用孔徑為63μm的篩子沖洗，收集篩子里的屑樣，自然揮發(fā)水分后稱重。再將＞63μm的屑樣依次用150和250μm篩子干篩，然后稱重，由此分別得到 ＞63μm，＞150μm和＞250μm的IRD含量。對于極地樣品，沖樣后的屑樣中冰筏碎屑含量很高，有孔蟲等生源組分相對較少，因此極地研究中用粗組分含量指示IRD含量。在顯微鏡下鑒定并統(tǒng)計浮游和底棲有孔蟲個體數(shù)量，然后計算其豐度。

AMS14C測年：分別在柱狀樣深度0—2，8—10和12—14 cm的樣品中，挑出殼徑大小 150—250μm的Nps個體1 000—1 200個進行AMS14C測年。

圖1 北冰洋西部楚科奇海臺08P23孔與相關(guān)孔的位置［9-10，29-33］以及洋流和9月份海冰的分布。紅色實線表示表層洋流，虛線表示中層水［27，34-35］.CP—楚科奇海臺；NR—北風脊；MR—門捷列夫脊；LR—羅蒙索諾夫脊；AC—阿納德爾流；BSSW—白令海陸架水；ACC—阿拉斯加沿岸流；SCC—西伯利亞沿岸流Fig.1.Oceanographic settings，distribution of sea ice in September，the sitemap of core 08P23 and cited cores［9-10，29-33］.Red full lines show surface currents，dotted lines show intermediate water［27，34-35］.CP—Chukchi Plateau；NR—North Wind Ridge；MR—Mendeleev Ridge；LR—Lomonosov Ridge；AC—Anadry Current；BSSW—Bering Sea Shelf Water；ACC—Alaska Coastal Current；SCC—Siberian Coastal Current

浮游有孔蟲Nps穩(wěn)定氧和碳同位素測定：在顯微鏡下挑出浮游有孔蟲Nps殼徑大小150—250μm的完整個體20枚左右，用Finnigan MAT252型穩(wěn)定同位素質(zhì)譜儀測試Nps的δ18O和δ13C的值。

碳酸鈣含量測定：利用二氧化碳真空氣壓泵，取0.1 g左右干樣磨碎，利用定量稀鹽酸和定量樣品進行反應，通過測量反應生成的CO2氣體體積，經(jīng)公式換算得出碳酸鹽的百分含量。

除了浮游有孔蟲AMS14C測年是在美國加州大學 Earth System Science Department，UC Irvine實驗室完成外，其他的分析測試工作均在同濟大學海洋地質(zhì)國家重點實驗室完成。

3 結(jié)果

3.1 巖性特征

西北冰洋楚科奇海臺08P23孔沉積物柱狀樣顏色呈現(xiàn)出褐色，黃褐色與灰色黏土組成的沉積旋回變化。該孔深度0—8，132—156和210—232 cm為深褐色粉砂質(zhì)黏土；深度8—61 cm為棕黃色－淺棕黃色粉砂質(zhì)黏土；深度61—132，156—210和232—294 cm為灰色黏土（圖2）。

3.2 有孔蟲豐度與IRD含量的變化

楚科奇海臺08P23孔浮游有孔蟲豐度的變化顯示，深度0—14 cm處出現(xiàn)較高的浮游有孔蟲豐度，深度 14—136，160—208和 216—294cm有孔蟲很少，其豐度分別為 4.69枚·g－1，1.24枚·g－1，1.41枚·g－1。深度136—160和208—216 cm浮游有孔蟲豐度升高。浮游有孔蟲豐度的變化趨勢幾乎與底棲有孔蟲豐度完全一致（圖3）。

圖2 楚科奇海臺08P23孔沉積物巖性、顏色反射率、Mn元素相對含量、IRD（＞63，150μm）含量和有孔蟲豐度等指標與楚科奇海盆03M03孔地層對比以及氧同位素分期［31］Fig.2.Lithological features，color reflectance，relative Mn content，IRD（＞63 and 150μm），foraminifera abundance of core 08P23 and stratigraphic correlation with core 03M03 in Chukchi Basin［31］

該孔 IRD（＞250μm）的變化范圍是 0—49.5%，平均值為1.62%。高峰出現(xiàn)在深度44—74，126—144和210—218 cm。深度0—44 cm處IRD含量較低。深度74—126，144—210和246—294 cm的IRD幾乎缺失。IRD（＞150μm）的變化范圍是0—50.9%，平均值為2.13%。其變化形式幾乎與IRD（＞250μm）完全一致。以IRD（＞250μm）含量5%為IRD事件的界線，在深度49，59，140，217和245 cm可以識別出5個IRD事件。

該孔碳酸鈣含量變化范圍是2.2%—22.5%，平均值為4.7%。高峰出現(xiàn)在深度0—22，66—74，138—144和 210—218 cm。深度 22—66和 74—138 cm碳酸鈣含量較低，平均值為4.35%。而深度144—210和218—294 cm碳酸鈣含量最低，平均值為3.01%（圖3）。

3.3 有孔蟲氧碳同位素變化

西北冰洋楚科奇海08P23孔沉積物147個樣品中僅有71個能挑出足量的浮游有孔蟲Nps個體進行氧碳同位素測試。Nps-δ18O的變化范圍在0.15‰—1.83‰之間，平均值為 1.11‰，該孔頂部沉積物中Nps-δ18O的值為1.55‰，接近該研究區(qū)表層沉積物中 Nps-δ18O的平均值 1.5‰［36］。該孔大部分層位的Nps-δ18O值都比該研究區(qū)表層沉積物中的Nps-δ18O平均值輕許多，其較輕的值主要出現(xiàn)在深度6—10以及136—250 cm，而在該研究區(qū)Nps-δ18O平均值1.5‰左右波動的深度主要在15—55和100—130 cm。

該孔中 Nps-δ13C值的變化范圍在 －0.12‰—1.08‰之間，平均值為 0.42‰，頂部表層沉積物中Nps-δ13C值為1.08‰，略重于該研究區(qū)表層沉積物中的 Nps-δ13C的平均值 0.8‰［36］。該孔絕大部分層位中Nps-δ13C的值都遠輕于該研究區(qū)表層沉積物中Nps-δ13C的平均值，其較輕的值主要出現(xiàn)在12—80以及136—250 cm，而 Nps-δ13C的重值出現(xiàn)在0—10及100—130 cm。

該孔MIS 3期Nps的δ18O與δ13C的變化趨勢相同，且相對于該研究區(qū)表層沉積物中兩者的平均值明顯偏輕許多，但自MIS 2以來，Nps的δ18O與δ13C的變化趨勢則相反，兩者幾乎呈現(xiàn)鏡像關(guān)系（圖4）。

圖3 楚科奇海臺08P23孔沉積物Ca和Mn元素相對含量、碳酸鈣含量、有孔蟲豐度以及IRD（＞150和250μm）含量的變化Fig.3.Relative Ca and Mn contents，CaCO3%，foraminifera abundance and IRD（＞150 and 250μm）of core 08P23

4 討論

4.1 地層劃分和對比

地層年代框架的建立是古環(huán)境研究的基礎(chǔ)，也是古海洋學研究需要解決的首要難題。廣泛運用于低緯地區(qū)的地層劃分和對比的有孔蟲氧同位素記錄在北冰洋地區(qū)往往并不適用［37］。一方面北冰洋受海冰大面積覆蓋，生物生產(chǎn)力低下。同時，極地低溫環(huán)境使得碳酸鈣補償深度變淺，深海沉積物中能夠用來測年的鈣質(zhì)生物殼體相對較少，造成了有孔蟲在一些層位缺失，沉積記錄不完整［38］；另一方面，北冰洋的海水氧同位素會被氧同位素偏輕的冰融水和結(jié)冰時形成的鹵水改造，并被有孔蟲殼體記錄，與主要反映冰量變化的全球信號有很大的差異［5］。因此，在北冰洋有孔蟲氧碳同位素地層劃分的應用受到很大限制［37］。本文對楚科奇海臺08P23孔沉積物進行地層劃分時，采用浮游有孔蟲AMS14C測年和多指標的區(qū)域性地層對比方法，包括沉積物顏色旋回、顏色反射率、Mn和Ca元素相對含量、浮游和底棲有孔蟲豐度以及IRD含量等。

北冰洋深海沉積物的研究表明，許多沉積物柱狀樣的顏色與Mn元素含量具有明顯的旋回性，可以結(jié)合沉積物中Mn元素含量和顏色旋回的變化建立地層年代框架［13，39］。控制Mn元素在北冰洋的沉積主要有兩個因素。首先，北冰洋中深層水體的通風作用強弱影響水體氧化還原環(huán)境。間冰期通風作用強，水體呈現(xiàn)出氧化的環(huán)境，有利于Mn元素的沉淀；相反，冰期通風作用弱，不利于Mn元素的沉淀。其次，北冰洋沉積物的棕色是由于Mn的氫氧化物造成，可能因沉積物表層被氧化以及歐亞大陸邊緣河流物質(zhì)輸入引起［40］。冰期－間冰期旋回影響了河流的排泄，從而影響Mn元素在沉積物中的富集。北冰洋沉積物中褐色與灰色的旋回被認為代表間冰期／間冰段與冰期／冰段的旋回［10，13］。褐色沉積物反映較高的生產(chǎn)力以及開放的海洋環(huán)境，指示間冰期或者冰消期的環(huán)境。而灰色沉積物指示冰期環(huán)境，冰期北冰洋被海冰或冰架覆蓋，受到大規(guī)模的、來源于冰蓋的冰川和冰融水輸入影響，生物生產(chǎn)力低［10，29，32，37］。因此，有孔蟲豐度及 IRD含量變化也是北冰洋區(qū)域性地層框架對比的重要指標［9，15］。

圖4 楚科奇海臺08P23孔沉積物中Nps的δ18O與δ13 C的變化。其中帶箭頭的實線表示研究區(qū)表層沉積物的平均δ18 O值，帶箭頭的虛線表示研究區(qū)表層沉積物的平均δ13 C值Fig.4.Nps-δ18O and-δ13 C of core 08P23.Full linewith arrow shows averageδ18 O of surface sediments of study area，dotted linewith arrow shows averageδ13 C of surface sediments of study area

楚科奇海臺08P23孔上部沉積物中 Nps的AMS14C測年結(jié)果顯示，頂部0—2 cm的年齡為2.8 ka，4—6 cm的年齡為 5.9 ka，8—10 cm的年齡為8.6 ka，12—14 cm的年齡為11.3 ka（表1）。該孔上部深度0—8 cm為深褐色黏土，深度8—14 cm為棕黃色粉砂質(zhì)黏土，Mn元素含量較高，對應于較高的有孔蟲豐度和少量的IRD，指示全新世的沉積環(huán)境；深度14—60 cm為棕黃色粉砂質(zhì)黏土，Mn元素含量降低，有孔蟲幾乎缺失，IRD含量增加；深度61—132 cm為淺黃色-灰色黏土，Mn元素含量降至最低值，有孔蟲缺失，IRD含量僅在深度60—80 cm增加；深度132—156 cm為深褐色粉砂質(zhì)黏土，Mn元素含量較之前明顯升高，有孔蟲豐度和IRD含量都升高，其中在138 cm處出現(xiàn)一個15 g的礫石；深度156—210 cm以及深度232—294 cm為灰色黏土，Mn元素含量小幅波動，有孔蟲豐度幾乎降至最低值，IRD含量僅在深度235—245 cm略微增加；深度210—232 cm為深褐色粉砂質(zhì)黏土，Mn元素含量達到最高值，有孔蟲豐度和IRD含量都升高，但其高峰明顯滯后于Mn元素含量高峰（圖2）。

表1 楚科奇海臺08P23孔Nps-AMS 14 C測年數(shù)據(jù)的校正Table 1.Calibration of Nps-AMS 14 C dating data of core 08P23

為了建立08P23孔的地層年代框架，我們將08P23孔與楚科奇海盆03M03孔（圖1）的地層劃分指標［31］進行對比。兩個孔的沉積物對比顯示，08P23孔的3個褐色層B1、B2a和B2b分別對應于03M03孔中的3個褐色層［31］，也可以對比該地區(qū)P25，HLY0503-8JPC，NP26，PS72／340-5和 P31孔中的褐色層 B1和 B2［9-10，29-30，33］。根據(jù) 03M03孔沉積物有機質(zhì)AMS14C測年數(shù)據(jù)，B2a與B2b的年齡分別為38 ka和42 ka（圖2），為 MIS 3沉積。08P23孔的Mn元素含量變化幾乎與03M03孔的Mn元素含量變化一致，高峰位于褐色層B1和B2b層，其余層位Mn元素含量小幅波動。IRD對比顯示，08P23孔與03M03的IRD高峰位于沉積物上部以及褐色層B2a和B2b，其中兩孔褐色層B2b的IRD高峰，都滯后于Mn元素最高峰。兩孔有孔蟲豐度對比顯示，有孔蟲3個高峰均位于褐色層中。其余層位有孔蟲含量很低。

綜合該孔沉積物顏色、Mn元素旋回、IRD含量、有孔蟲豐度以及AMS14C測年結(jié)果與楚科奇海盆03M03孔的地層對比，初步建立了08P23孔的地層年代框架，深度0—14 cm為MIS 1，深度14—60 cm為MIS 2，深度60—294 cm為 MIS 3（圖2）。推測08P23中MIS 2與MIS 3之間也可能存在沉積間斷，而IRD 4-6可能缺失在這個沉積間斷中。這可能是由于末次冰盛期厚厚的冰層覆蓋所致，有待于測年數(shù)據(jù)的驗證。

4.2 IRD事件及其源區(qū)

北冰洋陸源沉積物搬運的研究表明，北冰洋中部全部的粗組分和幾乎全部的細組分均來源于冰筏沉積，很少受表面洋流的影響［43］，加拿大馬更些河也為北冰洋中部提供一些細粒物質(zhì)［44］。全新世以來，北冰洋中的海冰和冰山較少，沉積物中粗顆粒的IRD含量降低。雖然海冰、大冰塊和冰山都能夾帶或搬運IRD進入沉積區(qū)，但由于搬運能力不同，海冰主要攜帶的是細砂級以下（＜250μm）的IRD，而較粗的IRD（＞250μm）主要是通過大冰塊以及冰山搬運［14-15］。根據(jù)北冰洋表層沉積物粒度的研究（董林森等未發(fā)表數(shù)據(jù)），表層沉積物主要為黏土，其次為粉砂，砂含量很少，為粉砂質(zhì)黏土。在地質(zhì)歷史中的冷期，由于北冰洋存在大量冰山，導致沉積物中有較高的 IRD含量［45］。

北冰洋沉積物中的IRD的組分不僅指示了這些陸源碎屑沉積物的來源，還能指示大陸冰蓋、冰山以及洋流的變化歷史［15］。北冰洋東部的冰山大部分來源于歐亞冰蓋，而北冰洋西部的IRD沉積指示了一個更復雜的起源，主要來自于北美冰蓋，包括冰消期的幾次IRD事件［33，39］?，F(xiàn)代西北冰洋主要受波弗特環(huán)流控制，大量的IRD來源于加拿大北極群島和波弗特海沿岸，隨波弗特環(huán)流被搬運至西北冰洋各地［14，38］。冰期的沉積環(huán)境與現(xiàn)代不同，冰期時海平面降低，冰蓋范圍擴大，使得北美冰蓋進一步向海盆延伸，導致波弗特環(huán)流減弱［29，46-48］。

根據(jù)08P23孔的沉積記錄，MIS 1以來，氣候變暖以及營養(yǎng)物質(zhì)的輸入導致生物生產(chǎn)力的增加，碳酸鈣含量和有孔蟲豐度都升高；但是IRD（＞250μm）的含量較低（圖3），顯示高的碳酸鈣含量僅指示高的有孔蟲豐度，而較低的IRD含量說明較少的海冰和冰山。對比08P23和03M03孔以及其他區(qū)域的IRD事件［15，31］，08P23孔一共可以識別出 5個 IRD事件：深度48—60 cm（MIS2早期）的IRD高峰對應于03M03孔的 IRD 2／3（？）事件，IRD 2和 IRD 3事件分別發(fā)生于13—15 ka和16—17.5 ka，可能與北大西洋的 Heinrich 1或者 LGM有關(guān)［15，31］，且該深度的碳酸鈣和 Ca元素相對含量都較低；深度62—74 cm（MIS 3晚期）的IRD高峰對應于03M03孔的IRD 7事件［15，31］，但與 IRD 2／3（？）事件不同的是，該深度的碳酸鈣和Ca元素相對含量都較高，可能反映了IRD 7與IRD 2／3（？）事件的IRD來源不同。深度130—145 cm和210—220 cm（MIS 3中期）的2個IRD高峰出現(xiàn)在褐色層B2a與B2b中，分別對應03M03孔的 IRD 8與 IRD 9事件［15，31］，與這兩個IRD高峰相對應的是有孔蟲豐度、碳酸鈣以及Ca元素相對含量都明顯增加，顯示與IRD 7事件的來源相同；深度230—250 cm的 IRD高峰可能對應于03M03孔的 IRD 10事件［15，31］，但該深度的 IRD（＞250μm）含量較低，Ca元素和碳酸鈣含量也很低，表明與IRD 8和IRD 9事件的來源不同。這兩個孔都缺失IRD 4-6事件，可能由于末次冰期厚厚的海冰與冰架覆蓋，導致沉積間斷［15，31，48］。北冰洋深褐色沉 積 物 指 示 了 間 冰 期 或 間 冰 段 環(huán) 境［10，13，39］，08P23孔中MIS 3褐色層B2a與B2b，發(fā)生了融冰水事件導致IRD含量和有孔蟲豐度升高，此時研究區(qū)為間冰段，具有高生產(chǎn)力和開放的海區(qū)環(huán)境，使得IRD事件中有孔蟲的豐度較高。

北冰洋沉積物中碎屑碳酸鹽巖的研究表明，它們來源于加拿大北極群島分布廣泛的古生代碳酸鹽巖露頭［14，46，49-51］。與 08P23和 03M03孔中 IRD 7-IRD 9事件相對應，高的碳酸鈣以及Ca元素相對含量推斷，這些IRD可能來源于加拿大北極群島的碳酸鹽巖露頭。通過加拿大北極群島的麥克盧爾等海峽冰流，它們被輸送到波弗特海，攜帶在大冰塊和冰山里，然后被波弗特環(huán)流搬運至楚科奇海臺和海盆當中［31］。而與08P23和03M03孔中的 IRD 2／3（？）以及IRD 10事件相對應，碳酸鈣和Ca元素相對含量都極低，顯然與IRD 7-IRD 9事件的沉積物來源不同，這兩次IRD事件中的沉積物可能來源于歐亞大陸，其最顯著的特征是石英含量較高［10，12］。

4.3 Nps-δ18O和-δ13 C記錄與古水團變化

西北冰洋楚科奇海臺08P23孔浮游有孔蟲Nps-δ18O和-δ13C記錄顯示，大多數(shù)層位 Nps的 δ18O和δ13C值輕于表層沉積物中Nps的δ18O和δ13C平均值。Nps-δ18O在MIS 1的 B1以及MIS 3的 B2b至B2a之間明顯偏輕于表層沉積物中的平均值，但從MIS 3晚期至MIS 2，Nps-δ18O值在其表層沉積物中的平均值1.5‰左右波動（圖4）。北冰洋沉積物中Nps-δ18O值的偏輕，一般存在如下3種原因：（1）表層海水溫度升高，因為根據(jù)有孔蟲殼體δ18O與海水溫度的相關(guān)性，表層水溫度升高1℃相當于Npsδ18O值降低 0.26‰［36，52-53］；（2）與融冰水或河流淡水的注入有關(guān)，因為楚科奇海以及門捷列夫脊的研究表明，末次冰消期偏輕的Nps-δ18O與-δ13C值指示融冰水事件［19，29，31，54］，含有輕同位素的淡水注入導致 Nps-δ18O和-δ13C值偏輕；（3）隨著表層海水溫度下降，海冰形成速率加快，導致了輕同位素鹵水的生產(chǎn)和下沉速率提高，造成Nps的δ18O和δ13C值偏輕［31，54-56］。

楚科奇海臺08P23孔在深度4—10 cm的Npsδ18O值為0.81‰—1.35‰（圖 4），較表層沉積物平均 Nps-δ18O值1.5‰輕了 0.15‰—0.69‰，其 AMS14C測年結(jié)果為5.9—8.6 ka。然而，北冰洋7—8 ka與0—1 ka的水溫差距小于 1.5℃［57］，因此，表層海水溫度變化不足以解釋Nps-δ18O的變化，冰融水和溫度可能共同導致了08P23孔MIS 1的Nps-δ18O值偏輕［19，31，54］。褐色層 B2a和 B2b中偏輕的 Nps-δ18O值對應于有孔蟲豐度和IRD含量的高峰，顯示Nps-δ18O的偏輕是因為冰融水造成的。在MIS 3的褐色層 B2a與 B2b之間（156—210 cm），Nps-δ18O值都明顯比表層沉積物中的平均值偏輕了0.2‰—1.3‰（圖4），其 0.73‰的平均值幾乎達到表層沉積物中的平均值的1／2，且沉積物為灰色，有孔蟲豐度和IRD含量幾乎為零。顯然，這一層位明顯偏輕的Nps-δ18O值與冰融水事件無關(guān)，指示了海冰形成速率的提高，導致了輕同位素鹵水的生產(chǎn)與下沉，從而造成Nps-δ18O值的偏輕。從MIS 3晚期至MIS 2，Nps-δ18O的重值可能反映冰期溫度急劇下降導致Nps-δ18O值偏重。

浮游有孔蟲δ13C的重值通常用來指示表層海水更好的海氣交換作用［58］以及海水的營養(yǎng)狀況［59］。在北極地區(qū)，河流淡水的注入和輕同位素鹵水的生產(chǎn)與下沉會造成 Nps-δ13C的值偏輕［19，31，54，56］。楚科奇海臺 08P23孔大部分 Nps-δ13C值都比表層沉積物中的平均值輕。其中，MIS 3的褐色層B2a和B2b中偏輕的Nps-δ13C值可能響應于冰融水和河流淡水的輸入，而褐色層B2a與B2b之間的灰色層中Nps-δ13C的輕值指示海冰形成速率的提高，導致輕同位素鹵水的生產(chǎn)與下沉。從MIS 3晚期至MIS 2，偏輕的Nps-δ13C值反映海表面被冰層覆蓋，阻止了海氣交換，生物生產(chǎn)力急劇下降。

由于MIS 1較好的海氣交換以及生物生產(chǎn)力的提高使得 Nps-δ13C偏重，Nps-δ18O與-δ13C變化趨勢一致。MIS 2的Nps-δ18O與-δ13C呈鏡像關(guān)系，Npsδ18O值偏重，而Nps-δ13C偏輕。北冰洋中部和門捷列夫脊等的研究顯示，MIS 4也發(fā)現(xiàn)了Nps-δ18O與-δ13C變化趨勢相反的現(xiàn)象［9，12，60］。Adler等［9］認為MIS 2和MIS 6也會出現(xiàn)這樣的現(xiàn)象，但由于MIS 2和MIS 6門捷列夫脊的沉積物中有孔蟲缺失，所以無法驗證這一現(xiàn)象。造成這一現(xiàn)象的原因可能是冰期表層海水溫度急劇下降，導致Nps-δ18O偏重，同時，表層海水凍結(jié)成冰，阻止了海氣交換，使得Npsδ13C偏輕。而MIS1和MIS 3的B2a和B2b，Nps-δ18O和-δ13C受到冰融水和河流淡水的影響，從而使得兩者同時偏輕。

5 結(jié)論

本文通過西北冰洋楚科奇海臺08P23孔晚第四紀沉積物柱狀樣的多項環(huán)境指標的綜合分析，得出以下三點結(jié)論。

（1）通過楚科奇海臺08P23孔沉積物顏色、Mn元素和IRD含量、有孔蟲豐度以及AMS14C測年結(jié)果與楚科奇海盆03M03孔的地層對比，建立了08P23孔的地層年代框架，深度0—14 cm為MIS 1，深度14—60 cm為 MIS 2，深度60—294 cm為 MIS 3。其中，MIS 3與MIS 2之間可能存在沉積間斷，這可能是由于末次冰盛期厚厚的冰層覆蓋所致。

（2）MIS 3以來，楚科奇海臺08P23孔可以識別出5個 IRD事件，IRD 2／3（？）、IRD 7至 IRD 10，分別出現(xiàn)在MIS 2和MIS 3。其中，IRD 7-IRD 9事件中高的碎屑碳酸鹽巖含量主要來自于加拿大北極群島分布廣泛的古生代碳酸鹽巖露頭，它們攜帶在大冰塊和冰山里，被波弗特環(huán)流搬運至楚科奇海臺，而IRD 2／3（？）事件中高的碎屑石英含量可能來源于歐亞大陸邊緣。

（3）楚科奇海臺08P23孔沉積物中浮游有孔蟲Nps的δ18O和δ13C值，以及IRD含量和有孔蟲豐度變化表明，MIS 1和MIS 3的三個褐色層中Nps的δ18O和δ13C輕值是由冰融水造成；MIS 3的2個褐色層之間灰色層中Nps的δ18O和δ13C的輕值反映了海冰形成速率的提高，導致了輕同位素鹵水的生產(chǎn)和下沉。MIS 2 Nps的δ18O和δ13C呈鏡像關(guān)系，這是由于冰期海水溫度急劇下降導致Nps-δ18O偏重；同時海水凍結(jié)成冰，阻止了海氣交換，使得Npsδ13C偏輕。

致謝 本工作由國家財政部資助、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，參加此項工作的單位有中國極地研究中心、國家海洋局第一研究所、國家海洋局第二研究所、國家海洋局第三研究所、同濟大學等。感謝中國第三次北極科考隊的全體科考隊員和“雪龍”號全體船員為沉積物樣品的采集所付出的艱辛努力。感謝王昆山和黃元輝先生及中國極地研究中心沉積物庫提供08P23孔樣品和顏色反射率數(shù)據(jù)和巖性描述資料，并向?qū)ξ恼绿岢鰧氋F意見的肖文申、王壽剛、胡正瑩、王磊、梅靜表示感謝。

1 Moritz R E，Bitz C M，Steig E J.Dynamics of recent climate change in the Arctic.Science，2002，297（5586）：1497—1502.

2 Laxon S，Peacock N，Smith D.High interannual variability of sea ice thickness in the Arctic region.Nature，2003，425（6961）：947—950.

3 陳立奇.北極海洋環(huán)境與海氣相互作用研究.北京：海洋出版社，2003：1—339.

4 Delworth T L S，Manabe S，Stouler R J.Multidecadal climate variability in the Greenland Sea and surrounding regions：a coupledmodel simulation.Geophysical Research Letters，1997，24（3）：257—260.

5 Smith LM，Miller G H，Otto-Bliesner B，et al.Sensitivity of the Northern Hemisphere climate system to extreme changes in Holocene Arctic sea ice.Quaternary Science Reviews，2002，22（5-7）：645—658.

6 高愛國，劉焱光，孫海青.與全球變化有關(guān)的幾個北極海洋地質(zhì)問題.地學前緣，2002，9（3）：201—207.

7 柯常青，彭海濤，孫波，等.2002—2011年北極海冰時空變化分析.遙感學報，2013，17（2）：459—466.

8 陳立奇，趙進平，卞林根，等.影響北極地區(qū)迅速變化的一些關(guān)鍵過程研究.極地研究，2003，15（4）：283—302.

9 Adler R E，Polyak L，Ortiz D，et al.Sediment record from the western Arctic Ocean with an improved Late Quaternary age resolution：HOTRAX core HLY0503-8JPC，Mendeleev Ridge.Global and Planetary Change，2009，68（1-2）：18—29.

10 Stein R，Matthie?en J，Niessen F，et al.Towards a better（litho-）stratigraphy and reconstruction of quaternary paleoenvironment in the Amerasian Basin（Arctic Ocean）.Polarforschung，2010，79（2）：97—121.

11 Darby D A，Jakobsson M，Polyak L.Icebreaker expedition collects key Arctic seafloor and ice data.EOS，2005，86（52）：549—556.

12 Spielhagen R F，Baumann K H，Erlenkeuser H，etal.Arctic Ocean deep-sea record of northern Eurasian ice sheethistory.Quaternary Science Reviews，2004，23（11-13）：1455—1483.

13 Jakobsson M，L?vlie R，Al-Hanbali H，et al.Manganese and color cycles in Arctic Ocean sediments constrain Pleistocene chronology.Geology，2000，28（3）：23—26.

14 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.

15 Darby D A，Zimmerman P.Ice-rafted detritus events 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.

16 O′Regan M，John K，Moran K，etal.Plio-Pleistocene trends in ice rafted debris on the Lomonosov Ridge.Quaternary International，2010，219（1-2）：168—176.

17 Spielhagen R F，Erlenkeuser H.Stable oxygen and carbon isotopes in planktic foraminifers from Arctic Ocean surface sediments：Reflection of the low salinity surface water layer.Marine Geology，1994，119（3-4）：227—250.

18 Bauch D，Carstens J，Wefer G.Oxygen isotope composition of living Neogloboquadrina pachyderma（sin.）in the Arctic Ocean.Earth and Planetary Science Letters，1997，146（1）：47—58.

19 Lubinski D J，Polyak L，F(xiàn)orman SL.Freshwater and Atlantic water inflows to the deep northern Barents and Kara seas since ca 13—14C ka：foraminifera and stable isotopes.Quaternary Science Reviews，2001，20（18）：1851—1879.

20 肖文申，王汝建，成鑫榮，等.北冰洋西部表層沉積物中的浮游有孔蟲穩(wěn)定氧、碳同位素與水團性質(zhì)的關(guān)系.微體古生物學報，2006，23（4）：361—369.

21 隋翠娟，張占海，劉驥平，等.北極河流徑流量變化及影響因子分析.海洋學報，2008，30（4）：39—47.

22 高愛國，王汝建，陳建芳，等.楚科奇海與加拿大海盆表層沉積物表觀特征及其環(huán)境指示.海洋地質(zhì)與第四紀地質(zhì)，2008，28（6）：49—55.

23 Weingarnter T J，Danielson S L，Royer T C.Fresh-water variability and predictability in the Alaska Coastal Current.Deep-Sea Research PartⅡ，2005，52（1-2）：169—191.

24 史久新，趙進平，矯玉田，等.太平洋入流及其與北冰洋異常變化的聯(lián)系.極地研究，2004，16（3）：253—260.

25 郝玉，龍江平.北極楚科奇海海底表層沉積物有機碳的生物地球化學特征.海洋科學進展，2007，25（1）：63—72.

26 孫燁忱，王汝建，肖文申，等.西北冰洋表層沉積物中生源和陸源粗組分及其沉積環(huán)境.海洋學報，2011，33（2）：103—111.

27 Jones E P.Circulation in the Arctic Ocean.Polar Research，2001，20（2）：139—146.

28 張海生.中國第三次北極科學考察報告.北京：海洋出版社，2009：159—160.

29 Polyak L，CurryW B，Darby D A，etal.Contrasting glacial／interglacial regimes in thewestern Arctic Ocean asexemplified by a sedimentary record from the Mendeleev Ridge.Palaeogeography，Palaeoclimatology，Palaeoecology，2004，203（1-2）：73—93.

30 Polyak L，Bischof J，Ortiz JD，et al.Late Quaternary stratigraphy and sedimentation patterns in the western Arctic Ocean.Global and Planetary Change，2009，68（1）：5—17.

31 Wang R J，XiaoW S，Marz C，etal.Late Quaternary paleoenvironmental changes revealed bymulti-proxy records from the Chukchi Abyssal Plain，western Arctic Ocean.Global and Planetary Change，2013，108：100—118.

32 劉偉男，王汝建，陳建芳，等.西北冰洋阿爾法脊晚第四紀的陸源沉積物記錄及其古環(huán)境意義.地球科學進展，2012，27（2）：209—217.

33 梅靜，王汝建，陳建芳，等.西北冰洋楚科奇海臺P31孔晚第四紀的陸源沉積物記錄及其古海洋與古氣候意義.海洋地質(zhì)與第四紀地質(zhì)，2012，32（3）：77—86.

34 Woodgate R A，Aagaard K，Weingrtner T.A year in the physical oceanography of the Chukchi Sea：moored，measurements from autumn 1990—1991.Deep-Sea Research PartⅡ，2005，52（24-26）：3116—3149.

35 Parkinson C L，Cavalieri D J.Arctic sea ice variability and trends，1979—2006.Journal of Geophysical Research：Ocean，2008，113（C7）：C07004，doi：10.1029／2007JC004564.

36 XiaoW S，Wang R J，Cheng X R.Stable oxygen and carbon isotopes from the planktonic foraminifera Neogloboquadrina pachyderma in theWestern Arctic surface sediments：Implications forwatermass distribution.Advances in Polar Science，2011，22（4）：205—214.

37 Backman J，Jakobsson M，L?vlie R，et al.Is the central Arctic Ocean a sediment starved basin？Quaternary Science Review，2004，23（11-13）：1435—1454.

38 王汝建，肖文申，李文寶，等.北冰洋西部楚科奇海盆晚第四紀的冰筏碎屑事件.科學通報，2009，54（23）：3761—3770.

39 L?wemark L，Jakobsson M，M?rth M，et al.Arctic Ocean manganese contents and sediment colour cycles.Polar Research，2008，27（2）：105—113.

40 Macdonald R C，Gobeil C.Manganese sources and sinks in the Arctic Ocean with reference to periodic enrichments in basin sediments.Aquatic Geochemistry，2012，18（6）：565—591.

41 Coulthard R D，F(xiàn)urze M F A，Pienkowski A J，et al.New marineΔR values for Arctic Canada.Quaternary Geochronology，2010，5（4）：419—434.

42 Fairbanks RG，Mortlock R A，Chiu TC，etal.Radiocarbon calibration curve spanning0 to50 000 years BP based on paired Th-230／U-234／U-238 and C-14 dates on pristine corals.Quaternary Science Reviews，2005，24（16-17）：1781—1796.

43 Darby D A，Bischof JF，Jones G A.Radiocarbon chronology of depositional regimes in the western Arctic Ocean.Deep-Sea Research，1997，44（8）：1745—1757.

44 陳志華，石學法，韓貽兵，等.北冰洋西部表層沉積物黏土礦物分布及環(huán)境指示意義.海洋科學進展，2004，22（4）：446—454.

45 Spielhagen R F，BonaniG，Eisenhauer A，et al.Arctic Ocean evidence for Late Quaternary initiation of northern Eurasian ice sheets.Geology，1997，25（9）：783—786.

46 Bischof JF，Darby D A.Mid-to Late Pleistocene ice drift in the Western Arctic Ocean：Evidence for a different circulation in the past.Science，1997，277（5322）：74—78.

47 St?rz M，Gong X，Stein R，et al.Glacial shortcut of Arctic sea-ice transport.Earth and Planetary Science Letters，2012，357-358：257—267.

48 Polyak L，Edwards M H，Coakley B J，et al.Ice shelves in the Pleistocene Arctic Ocean inferred from glaciogenic deep-sea bedforms.Nature，2001，410（6827）：453—459.

49 Clark D L，Whitman R，Morgan K A，etal.Stratigraphy and glacial-marine sediments of the Amerasian Basin，central Arctic Ocean.Geological Society of America，1980，181（1）：1—65.

50 Darby D A，Naidu A S，Mowatt T C，et al.Sediment composition and sedimentary processes in the Arctic Ocean.The Arctic Seas，1990：657—720.

51 Bischof JF，Clark D L，Vincent JS.Origin of ice-rafted debris：Pleistocene paleoceanography in the western Arctic Ocean.Paleoceanography，1996，11（6）：743—756.

52 Shackleton N J.Attainment of isotopic equilibrium between ocean water and the benthic foraminifera genus Uvigerina：isotopic changes in the ocean during the last glacial.C.N.R.SColloquium，1979，219：203—209.

53 Hillaire-Marcel C，Vernala-de A，Polyak L，et al.Size-dependent isotopic composition of planktic foraminifers from Chukchi Sea vs.NW Atlantic sediments-implications for the Holocene paleoceanography of the western Arctic.Quaternary Science Reviews，2004，23（3-4）：245—260.

54 Poore R Z，Osterman L，Curry W B，et al.Late Pleistocene and Holocenemeltwater events in the western Arctic Ocean.Geology，1999，27（8）：759—762.

55 Hillaire-Marcel C，de Vernal A.Stable isotope clue to episodic sea ice formation in the glacial North Atlantic.Earth and Planetary Science Letters，2008，268（1-2）：143—150.

56 王汝建，肖文申，成鑫榮，等.北冰洋西部晚第四紀浮游有孔蟲氧碳同位素記錄的海冰形成速率.地球科學進展，2009，24（6）：643—651.

57 Farmer J，Cronin T，de Vernal A，et al.Western Arctic Ocean temperature variability during the last 8000 years.Geophysical Research Letters，2011，38（24）：L20602，doi：10.1029／2011GL049714.

58 Duplessy JC.Isotope Studies／／Gribbin J.Climate Change.Cambridge：Cambridge University Press，1978：47—67.

59 Sarnthein M，Wink K，Jung S JA，et al.Changes in east Atlantic deepwater circulation over the last30，000 years：eight time slice reconstructions.Paleoceanography，1994，9（2）：209—267.

60 N?rgaard-Pedersen N，Mikkelsen N，Kristoffersen Y.Arctic Ocean record of last two glacial-interglacial cyclesoff North Greeland／Ellesmere Island-Implications for glacial history.Marine Geology，2007，244（1-4）：93—108.