梅靜，王汝建，章陶亮，肖文申，陳志華，陳建芳，程振波，孫燁忱

(1.同濟大學(xué) 海洋地質(zhì)國家重點實驗室，上海 200092；2. 國家海洋局 第一海洋研究所，山東 青島 266061；3. 國家海洋局 第二海洋研究所，浙江 杭州 310012)

西北冰洋楚科奇海臺08P31孔晚第四紀(jì)的古海洋學(xué)記錄

梅靜1，王汝建1，章陶亮1，肖文申1，陳志華2，陳建芳3，程振波2，孫燁忱1

(1.同濟大學(xué) 海洋地質(zhì)國家重點實驗室，上海 200092；2. 國家海洋局 第一海洋研究所，山東 青島 266061；3. 國家海洋局 第二海洋研究所，浙江 杭州 310012)

本文通過中國第三次北極科學(xué)考察在北冰洋楚科奇海臺采集的08P31孔樣品的多項指標(biāo)分析，重建該區(qū)晚第四紀(jì)的古海洋與古氣候演變歷史。將08P31孔沉積物記錄與其他孔綜合對比初步劃分為氧同位素3期(MIS 3)-MIS 1的沉積序列；TOC與Opal含量分析結(jié)果顯示，自MIS 3以來該區(qū)總生產(chǎn)力呈逐漸上升趨勢，但硅質(zhì)生產(chǎn)力不高；CaCO3含量不僅代表海生鈣質(zhì)生物的生產(chǎn)力，也是陸源碎屑碳酸鹽巖的信號；根據(jù)δ13Corg值運用兩端元法計算出TOCmar/TOC，并通過TOCmar、TOCter與C/N值比較可知，δ13Corg值作為有機質(zhì)來源的指標(biāo)更可靠。經(jīng)分析該孔沉積物有機質(zhì)以海源有機質(zhì)為主，但褐色層B2與白色層W3的有機質(zhì)主要受到陸源有機質(zhì)輸入的影響；該孔沉積物中的浮游有孔蟲Neogloboquadrinapachyderma(sin.)(Nps)的δ18O和-δ13C結(jié)果顯示：褐色層B2和灰色層G1的輕值是由冰融水造成；黃褐色層Yb1上部到白色層W3下部的輕值反映了海冰形成速率提高，導(dǎo)致輕同位素鹵水的生產(chǎn)和下沉。黃褐色層Yb1中部及白色層W3，Nps-δ18O和-δ13C的重值對應(yīng)低的有孔蟲豐度，指示水體溫度下降以及低營養(yǎng)環(huán)境。黃褐色層Yb2的Nps-δ18O和-δ13C值呈鏡像關(guān)系，這是由于大冰期環(huán)境下，海盆內(nèi)儲存了較少的融冰水導(dǎo)致。

楚科奇海臺；西北冰洋；碳氮比值；有機碳同位素；氧碳同位素；古生產(chǎn)力；水團變化

1 引言

北極地區(qū)對于氣候變化十分敏感[1]。北冰洋大面積海冰覆蓋增加了地球表面反照率并影響全球能量平衡[2]。北冰洋是現(xiàn)代連接大西洋和太平洋的高緯通道，影響著全球大洋溫鹽循環(huán)[3—6]。北冰洋大部分區(qū)域長期的海冰覆蓋；重要的大陸架和陸架過程；不同來源(包括大西洋、太平洋和河流)的水團以及各水團之間復(fù)雜的相互作用等[7—9]，在第四紀(jì)發(fā)生了深刻的變化，對北冰洋及其以外地區(qū)產(chǎn)生了深遠(yuǎn)的影響[8—10]。北極是目前全球變暖影響最顯著的區(qū)域之一[11]。隨著北極海冰的大量融化，北極地區(qū)的海洋與氣候的明顯變化越來越受到國際社會的關(guān)注，成為國內(nèi)外海洋與氣候變化研究的熱點地區(qū)[12—14]。

海冰消退引起北冰洋浮游植物生長季節(jié)延長，以及開闊無冰海域面積增加，導(dǎo)致營養(yǎng)鹽補充與消耗機制、海洋初級生產(chǎn)力和生態(tài)結(jié)構(gòu)都發(fā)生巨大改變[15]。楚科奇海及鄰近的北冰洋深水區(qū)，太陽輻射、海冰和河流輸入的季節(jié)性變化大，加之受北冰洋與太平洋水體交換的影響，海洋生產(chǎn)力特別是硅質(zhì)生物的生產(chǎn)力高[16—19]。但北冰洋西部表層沉積物的研究顯示，生源組分的分布顯然與通過白令海峽進入楚科奇海的3股太平洋水相關(guān)，并且75°N以北及加拿大海盆受海冰覆蓋影響，表現(xiàn)出最低的表層生產(chǎn)力[7，20—22]。北極地區(qū)沉積物中鈣質(zhì)生物及其沉積環(huán)境的研究，主要集中在北冰洋靠歐亞一側(cè)的陸架和深水區(qū)[23—26]，而隨著對北冰洋西部海區(qū)以及太平洋入流研究的深入，楚科奇海一側(cè)的有孔蟲的研究也逐漸受到學(xué)者重視[27—30]。浮游有孔蟲Neogloboquadrinapachyderma(sin.)(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(biāo)[31—35]。楚科奇海表層沉積物中有機碳、氮同位素，以及C/N值的分布反映表層沉積物中的有機碳以海洋自身來源為主，且主要受生物泵過程控制[36]，沉積物中TOC和Opal含量反映該海區(qū)總生產(chǎn)力以及硅質(zhì)生產(chǎn)力大小[20—22，37]。由于缺乏鈣質(zhì)微體化石，對于北冰洋沉積物難于利用傳統(tǒng)同位素地層學(xué)方法確定地層框架。因此，綜合利用沉積物中的褐色與灰色層的周期性變化[28，32，38—39]，沉積物的顏色旋回，有孔蟲豐度，Ca和Mn元素相對含量以及IRD含量[40—41]等來作為劃分地層的依據(jù)。盡管在過去的幾十年中，前人已經(jīng)對北冰洋沉積歷史特別是其現(xiàn)代的沉積過程與模式進行了研究，但我們對它的了解依然相當(dāng)匱乏。本文試圖通過分析2008年中國第三次北極科學(xué)考察在楚科奇海臺鉆取的08P31孔沉積物柱狀樣中生源沉積物和浮游有孔蟲氧碳同位素等的研究，并結(jié)合已發(fā)表的研究成果，重建該區(qū)晚第四紀(jì)冰期(冰階)-間冰期(間冰階)旋回中的古海洋與古氣候演變歷史。

2 材料來源與研究方法

2.1 材料來源

本文研究的材料來源于中國第三次北極科學(xué)考察在北冰洋西部楚科奇海臺上采集的重力柱狀樣08P31孔[42]，該孔位于77°59.864′N，168°0.716′W，水深435 m(見圖1)。08P31孔柱狀樣長59 cm，按1 cm間隔取樣，共獲得59個樣品。該孔沉積物顏色隨深度變化呈現(xiàn)出褐色，黃褐色與灰色黏土組成的沉積旋回變化。深度0～13 cm和44～52 cm出現(xiàn)深褐色-褐色粉砂質(zhì)黏土；13～19 cm為灰綠色向白色過度，19～22 cm出現(xiàn)灰白色砂質(zhì)黏土，22～28 cm向下又逐漸過渡為深灰色黏土。28～44 cm以及52～59 cm為黃褐色砂質(zhì)黏土(見圖2)。該站位與同航次采集的08P23重力柱(76°20.14′N，162°29.16′W，水深2 089 m)同處楚科奇海臺海域[43]，本文綜合二者并結(jié)合前人研究結(jié)果(表1)[28，32，38，44—45]，重建該區(qū)域的古海洋學(xué)演變歷史。

圖1 北冰洋西部楚科奇海臺08P31孔與相關(guān)孔的位置[28，32，38，43—45]以及洋流和9月海冰的分布Fig.1 Oceanographic settings，distribution of September sea ice，the locations of core 08P31 and other cores[28，32，38，43—45] in the Arctic Ocean

表1 本研究使用的巖心及其信息表

Tab.1 Information for all the cores used in this study

巖心緯度經(jīng)度水深/m參考文獻(xiàn)08P3177°59 864′N168°0 716′W435本文08P2376°20 14′N162°29 16′W2089[43]03M0376°32 22′N171°55 87′W2300[32]Np2678°58 7′N178°9′W1435[44]HLY0503-8JPC79°35 6′N172°30 1′W2792[28]PS72/340-577°36 31′N171°29 09′W2349[38，49]P2574°49 1′N157°21 9′W1625[45]

2.2 研究方法

本次研究對楚科奇海臺08P31孔沉積物所做的分析有：XRF元素掃描；生源蛋白石含量測定(Opal)；碳酸鈣含量測定(CaCO3)；有機碳含量(TOC)及有機碳氮比(C/N)測定；有機碳同位素(δ13Corg)分析；有孔蟲豐度統(tǒng)計；浮游有孔蟲Nps的穩(wěn)定氧碳同位素測定；浮游有孔蟲Nps的AMS14C測年等的分析。

XRF元素掃描：用AVAATECH公司XRF Core Scanner熒光光譜巖心掃描儀，對沉積物進行分辨率為1 cm的元素相對含量無損掃描，得到多種元素(Al、U等)的相對含量。數(shù)據(jù)單位是counts/30 seconds。

Opal含量測定采用硅鉬藍(lán)比色法，該方法的誤差小于3%[49—50]。實驗過程是：將樣品低溫(50℃)烘干后，稱取0.15 g置于離心管中。先用過氧化氫溶液與稀鹽酸溶液除去樣品中的有機質(zhì)與鈣質(zhì)，再利用碳酸鈉溶液提取樣品中的生物硅。然后和鉬酸銨溶液反應(yīng)生成硅鉬黃，靜置后再和抗壞血酸溶液反應(yīng)生成硅鉬藍(lán)。最后用紫外分光光度計對溶液進行測試得到吸光度，通過回歸方程計算出蛋白石的百分含量[51]。

CaCO3含量測定：取0.1 g烘干樣品磨碎，先用定量稀鹽酸與樣品進行充分反應(yīng)，通過測量反應(yīng)生成的CO2氣體體積，運用公式換算得出碳酸鹽的百分含量=V/(22.4×103)×100/M。其中V為反應(yīng)生成的CO2氣體體積(mL)，M為反應(yīng)樣品質(zhì)量(g)。

TOC含量及C/N值測定：將低溫烘干的樣品研磨后稱取約0.15 g加入稀鹽酸除去碳酸鹽。反應(yīng)結(jié)束后反復(fù)4次加入去離子水清洗、至pH呈中性。再次低溫烘干后在Thermo QuestItalia.S.P.A.有機元素分析儀EA1110型上進行測試，數(shù)據(jù)由計算機直接獲得，誤差小于0.2%。儀器同時測得沉積物中有機氮的含量。

有機碳同位素(δ13Corg)分析：根據(jù)儀器測試的最佳信號強度，通過對有機碳含量測試結(jié)果進行計算后，取適量的去除無機碳(與有機碳測試預(yù)處理過程相同)的樣品用錫杯包好，再用有機元素同位素比值分析儀(Deltaplus XP)測定δ13Corg值，誤差范圍為±0.1‰。

有孔蟲豐度統(tǒng)計：取10～15 g干樣泡水1天后，用孔徑為63 μm篩子沖篩，烘干后稱重。然后再將大于63 μm的屑樣依次通過154 μm和250 μm篩子干篩，稱重，并分別統(tǒng)計浮游和底棲有孔蟲豐度。

浮游有孔蟲N.pachyderma(sinistral)(Nps)穩(wěn)定氧碳同位素測定：在顯微鏡下挑出殼徑大于154 μm的浮游有孔蟲Nps完整殼體20枚，通過Finnigan MAT 253型穩(wěn)定同位素質(zhì)譜儀測定該種氧碳同位素的比值δ18O和δ13C。共有58個樣品能夠挑出足夠量的Nps個體進行穩(wěn)定氧、碳同位素分析，誤差范圍分別為±0.07‰和±0.04‰。

以上分析測試和工作均在同濟大學(xué)海洋地質(zhì)國家重點實驗室完成。

浮游有孔蟲Nps的AMS14C測年：從篩選出的樣品中挑出殼徑大于154 μm的浮游有孔蟲Nps完整殼體1 000～1 200枚，送往Earth System Science Department，University of California，Irvine進行AMS14C測年。

3 地層劃分和對比

首先，由于北冰洋海冰覆蓋，生物生產(chǎn)力低下，大部分地區(qū)沉積速率較低[45]；其次，北冰洋的碳酸鹽補償深度較淺，溶解作用等導(dǎo)致鈣質(zhì)生物殼體匱乏[37，52]；第三，有孔蟲殼體氧碳同位素受海冰形成和融化，以及河流淡水等信號的影響，難以用于地層劃分[32，53]。因此，本文通過AMS14C測年結(jié)果(表2)，綜合應(yīng)用08P31孔的柱狀樣沉積物顏色旋回、Ca和Mn元素相對含量、有孔蟲豐度和IRD含量(大于154 μm和大于63 μm)，并通過區(qū)域記錄對比[32，43]來建立08P31孔的地層年代框架(見圖2)。該孔AMS14C測年結(jié)果運用碳儲庫標(biāo)準(zhǔn)為：末次冰期前為1 400 a，末次冰期后為790 a[54—55]，并運用CALIB 6.1.1軟件進行日歷年校正[56]。

表2 楚科奇海臺08P31孔的AMS14C測年校正數(shù)據(jù)

北冰洋深海沉積物的研究發(fā)現(xiàn)，許多柱狀樣的沉積物顏色與元素錳含量表現(xiàn)出明顯的旋回性特征[41，57]。其中，北冰洋沉積物中的褐色與淺黃色和灰色的旋回被認(rèn)為是代表間冰期(段)-冰期(段)的旋回[32，38，44-45，58]，指示生產(chǎn)力隨開闊水域和營養(yǎng)的變化[52]。北冰洋沉積物中錳元素含量表現(xiàn)出明顯的旋回性特征反映中深層水體的通風(fēng)作用強弱[57]，河流的開閉模式，并由此反映間冰期(段)-冰期(段)旋回[49]。沉積物中的鈣一部分為碳酸鹽巖碎屑，一部分為生物碳酸鈣殼體，鈣質(zhì)體生物對間冰期(段)-冰期(段)變化非常敏感，間接影響沉積物中碳酸鈣的保存[45]。作為地層劃分和對比的工具，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(biāo)[28，59]。

楚科奇海臺08P31孔沉積物中Nps的AMS14C測年結(jié)果顯示(表2)，頂部3～4 cm的年齡為6.03 ka，深度19～20 cm的年齡為12.5 ka，而深度21～22 cm的年齡為34.5 ka，兩者之間年齡之差為22 ka，可能存在包括末次盛冰期的沉積間斷。深度30～31 cm的年齡為42.3 ka，深度57～58 cm的年齡為45.3 ka，推測該巖心底部年齡不超過50 ka(見表2)。該孔上部深度0～13 cm為深褐色粉砂質(zhì)黏土，Mn元素含量較高，對應(yīng)于較高的有孔蟲豐度和少量的IRD，反映生物含量豐富，指示生產(chǎn)力相對較高的全新世環(huán)境；深度13～19 cm為綠灰色粉砂質(zhì)黏土，Mn元素含量降低，有孔蟲豐度較高，IRD含量低；深度19～22 cm為灰白色砂質(zhì)黏土層，對應(yīng)于該地區(qū)的W3層[38]，Mn元素含量及有孔蟲豐度降低，其中深度21 cm處出現(xiàn)了IRD含量的最高值(34.6%)[60]，并且對應(yīng)于Ca元素含量的高峰，此深度Ca元素含量的高峰為陸源碎屑碳酸鹽巖的輸入[38，45]，指示了冰消期環(huán)境；深度22～28 cm為淺黃色-灰色黏土，Mn元素含量低有孔蟲豐度和IRD含量減少；深度28～45 cm為黃褐色砂質(zhì)黏土，Mn元素含量升高，有孔蟲豐度和IRD含量均降至最低；深度45～52 cm再次出現(xiàn)深褐色-褐色粉砂質(zhì)黏土，Mn元素含量增高，有孔蟲豐度與IRD含量增加；深度52～59cm為黃褐色砂質(zhì)黏土，Mn元素含量、有孔蟲豐度和IRD含量都較之前有所降低。

通過對比楚科奇海臺08P23孔[43]和楚科奇深海平原03M03孔[32]的地層，08P31孔的兩個褐色層B1和B2分別對應(yīng)與03M03和08P23孔的兩個褐色層B1和B2a，也與該地區(qū)的HLY0503-8JPC[28]，NP26[44]，PS72/340-5[38]和AR92-P25[45]孔中的褐色層B1和B2對應(yīng)。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)，與08P31的褐色層B2同樣指示了MIS 3沉積。08P31孔的有孔蟲豐度和IRD含量變化與03M03孔和08P23孔的變化幾乎一致。有孔蟲豐度高峰位于MIS 1和褐色層B2，而IRD高峰位于沉積物上部、白色層W3以及褐色層B2及其下部。

綜合該孔AMS14C測年結(jié)果以及沉積物顏色，Mn元素旋回，IRD含量，有孔蟲豐度等參數(shù)的區(qū)域?qū)Ρ?，初步建立?8P31孔的地層年代框架，確定該孔為MIS 3期以來的沉積記錄，深度0～20 cm為氧同位素(MIS)1期，深度20～21 cm處存在約22 ka的沉積間斷，涵蓋了LGM和末次冰消期早期，深度21～59 cm為MIS 3(圖2)。

西北冰洋的沉積間斷，是一區(qū)域性的現(xiàn)象，不僅存在于08P31和03M03孔的沉積記錄中，也存在于臨近的站位中[28，44]。門捷列夫脊NP26孔以及HLY0503-8JPC孔的測年數(shù)據(jù)顯示，分別在13～19 ka與15～23 ka之間存在沉積間斷[28，44]。08P23孔[43]和AR92-P25孔[45]中卻存在MIS 2沉積。LGM時期，北冰洋的冰架最厚達(dá)1 km，包括東西伯利亞以及楚科奇海全部被海冰覆蓋，而海冰最小時期也只是在東西伯利亞的淺海地區(qū)沒有海冰覆蓋[13]，這影響著該區(qū)域的沉積作用。在北冰洋的中心海區(qū)，MIS 2(14～29 ka)[61]的沉積速率與全新世相比明顯減少，在加拿大海盆區(qū)域還存在大范圍的沉積間斷現(xiàn)象，這被認(rèn)為是受到海冰條件以及生產(chǎn)力水平限制[27，62—63]。北風(fēng)脊、楚科奇海臺與門捷列夫脊沉積速率自西向東遞減，這主要是由于北冰洋西部沉積速率分布受波弗特環(huán)流控制，環(huán)流流經(jīng)的區(qū)域沉積速率高并向北冰洋中部依次遞減[38，45，60]。08P31孔的測年結(jié)果以及與鄰近站位很好的對應(yīng)，是該沉積間斷在楚科奇海臺存在的直接證據(jù)，可能是由于LGM時期厚厚的冰蓋覆蓋導(dǎo)致。

4 結(jié)果

4.1 C/N比值與有機碳同位素(δ13Corg)變化

楚科奇海臺08P31孔C/N值與δ13Corg的分析結(jié)果顯示(圖3)，C/N比值變化范圍為3.23～6.37，平均值為4.73。δ13Corg變化范圍為-26.31‰～-22.28‰，平均值為-24.07‰，自MIS 3以來呈現(xiàn)逐漸變重的趨勢。

圖3 楚科奇海臺08P31孔沉積物中生源組分含量，δ13Corg與C/N比值，有孔蟲豐度與IRD(大于250 μm)含量的變化Fig.3 Down-core variations of biogenic contents (%)，δ13Corg，C/N ratio，foraminifera abundance and IRD (>250 μm) of the core 08P31

有機碳同位素是區(qū)分海源與陸源有機質(zhì)的敏感指標(biāo)[64]。由于陸源有機質(zhì)的δ13Corg含量多以陸源植物或河流沉積物來代表，海源有機質(zhì)的δ13Corg含量多以海洋浮游植物來代表[36]。應(yīng)用簡單的兩端元混合模式，即：認(rèn)為δ13Corg值為-27‰時完全代表陸源，δ13Corg值為-21‰時完全代表海洋端元，估算沉積物中海源和陸源有機質(zhì)的百分含量[36，64]。用TOCmar/TOC來指示08P31孔海源有機碳占總有機碳的百分比；TOCmar和TOCter分別指示海源有機碳和陸源有機碳百分含量。

如圖3所示，MIS 3早期黃褐色層Yb2的C/N值低，δ13Corg值為輕值；到褐色層B2，C/N值升高，而δ13Corg值出現(xiàn)最輕值；MIS 3中晚期黃褐色層Yb1到灰色層G2下部，C/N值降低，δ13Corg值逐漸變重；MIS 3晚期灰色層G2上部到MIS 1，C/N值升高，而δ13Corg值在灰色層G2變輕后，到MIS 1變重，并在褐色層B1明顯偏重，其中在8 cm處達(dá)到峰值-22.28‰。

4.2 生源沉積物含量變化

08P31孔TOC含量變化范圍為0.33%～0.89%，平均值為0.54%。自MIS 3以來，TOC含量總體呈逐漸上升趨勢，并且在MIS 1顯著增加。通過δ13Corg計算得TOCmar和TOCter的變化特征。MIS 3早期黃褐色層Yb2的TOCmar含量較低，而TOCter與IRD含量較高；褐色層B2，TOCmar和TOCter含量同步增加并與有孔蟲豐度以及IRD含量的高值相對應(yīng)；黃褐色層Yb1到灰色層G2下部TOCmar含量增加并在其平均值0.23%左右波動，TOCter含量出現(xiàn)低值；灰色層G2上部到白色層W3，TOCmar與TOCter含量增加，與IRD的高值相對應(yīng)；MIS1灰色層G1到褐色層B1，TOCmar含量繼續(xù)增加而TOCter含量減少，但在MIS 1晚期，TOCmar含量減少而TOCter含量增加并與IRD的高值相對應(yīng)。TN含量的變化范圍為0.085%～0.151%，平均值為0.113%，其變化規(guī)律與TOC含量的變化基本一致。

Opal含量的變化范圍為0.67%～1.47%，平均值為1.09%。MIS 3早期黃褐色層Yb2下部含量較高，平均含量為1.23 %；黃褐色層Yb2上部，Opal含量明顯減少；褐色層B2到灰色層G1，Opal含量增加，其中有幾處存在低值，最低為33 cm處的0.67%；到MIS 1晚期褐色層B1，Opal含量繼續(xù)增加，平均值高達(dá)到1.24%。CaCO3含量與有孔蟲豐度、IRD含量的比較顯示，CaCO3含量平均值為13.11%，變化范圍0.40%～50.85%，其4個高值區(qū)域分別出現(xiàn)MIS 3的 21～23 cm、30～32 cm、47～50 cm以及56～57 cm。最高值在21 cm處，高達(dá)50.85%，其他部位也達(dá)20%以上，與IRD含量的高值相對應(yīng)；同時，有孔蟲豐度僅在MIS 1以及深度45～52 cm、54～58 cm出現(xiàn)峰值，其他深度有孔蟲豐度均表現(xiàn)為幾乎缺失的狀態(tài)，45～52 cm以及54～58 cm處的有孔蟲豐度的峰值與碳酸鈣含量的高值相對應(yīng)。

4.3 有孔蟲氧碳同位素變化

西北冰洋楚科奇海臺08P31孔59個樣品中僅有57個能挑出足量的浮游有孔蟲Nps個體進行氧碳同位素測試(見圖4)。Nps-δ18O的變化范圍在0.56‰～3.90‰之間，平均值為1.72‰，頂部表層沉積物中δ18O值為1.14‰，輕于該區(qū)表層沉積物中Nps-δ18O的平均值1.5‰[34]。黃褐色層Yb2、黃褐色層Yb1中部以及灰色層G2上部到白色層W3的δ18O值都比該區(qū)表層沉積物中的δ18O平均值重許多，其中黃褐色層Yb1中部的偏重與08P23孔的重值相對應(yīng)[43]；褐色層B2，黃褐色層Yb1下部，灰色層G2下部和灰色層G1的δ18O值都較該區(qū)表層沉積物中的平均值輕，與08P23孔中褐色層B2a，MIS 3晚期以及MIS 1早期的δ18O輕值相對應(yīng)[43]。08P31孔褐色層B1中的δ18O值主要在平均值1.5‰左右波動。

楚科奇海臺08P31孔中Nps-δ13C值的變化范圍在0.01‰～1.69‰之間，平均值為0.78‰，頂部表層沉積物中δ13C值為0.96‰，略重于該區(qū)表層沉積物中δ13C的平均值0.8‰[34]。黃褐色層Yb1中部、灰色層G2上部到白色層W3以及褐色層B1的Nps-δ13C值都比該區(qū)表層沉積物中的δ13C平均值重許多，其中黃褐色層Yb1中部、褐色層B1的偏重與08P23孔的重值相對應(yīng)[43]；黃褐色層Yb2到褐色層B2下部、黃褐色層Yb1上部到灰色層G2下部，以及灰色層G1的δ13C值都較該區(qū)表層沉積物中的δ13C平均值輕，與08P23中褐色層B2a，MIS 3晚期以及MIS 1早期的δ13C輕值相對應(yīng)[43]。

楚科奇海臺08P31孔MIS 3早期黃褐色層Yb2的Nps-δ18O與-δ13C的變化趨勢相反，與該研究區(qū)表層沉積物中的平均值相比，δ18O的值顯著偏重，而δ13C的值顯著偏輕；MIS 3中期至MIS 1早期，δ18O與δ13C的變化趨勢相同，均出現(xiàn)兩個(分別位于21 cm，33 cm)重于表層沉積物平均值的峰值以及3個(分別位于17 cm，26 cm和褐色層B2)輕于表層沉積物平均值的峰值；其中褐色層B2的δ18O輕值出現(xiàn)相對滯后于δ13C的輕值；褐色層B1的δ18O與δ13C的變化趨勢再次相反，δ18O的值在研究區(qū)表層沉積物中的δ18O平均值(1.5‰)左右波動，而δ13C的值明顯重于表層沉積物中的δ13C平均值(0.8‰)[34]。

5 討論

5.1 有機質(zhì)來源

圖4 楚科奇海臺08P31孔與08P23孔[43]沉積物中Nps-δ18O與-δ13C的變化 Fig.4 Down-core variations of Nps-δ18O and-δ13C of the cores 08P31 and 08P23 [43]

北冰洋表層沉積物中有機質(zhì)的來源可劃分為陸源和海源兩大類。陸源有機質(zhì)來源于周邊陸地，對研究區(qū)來說它們主要來自北美和西伯利亞地區(qū)的現(xiàn)代植被的貢獻(xiàn)，也有很小的一部分可能來源于古老土壤和風(fēng)化巖石的貢獻(xiàn)，這些有機質(zhì)會通過河流、陸源冰-海冰以及風(fēng)等的搬運進入海洋[36]。海源有機質(zhì)主要來源于海水和海冰中初級生產(chǎn)者(主要為浮游硅藻)的貢獻(xiàn)，其他海洋生物的貢獻(xiàn)相對較小[36]。海源有機質(zhì)中的浮游植物C/N值為6～7[65]，Delphine等[66]對北冰洋0～500 m水深區(qū)浮游生物的C/N值分析表明，其C/N值為6.0～8.5，該比值范圍與前人在高緯度地區(qū)所獲得浮游生物的C/N值范圍(6.3～12.5)基本相符[67]。有機碳同位素含量的比值作為區(qū)分海源和陸源有機質(zhì)的敏感指標(biāo)[64，68]，Naidu和Cooperl[69]的研究認(rèn)為在白令海北部和楚科奇海δ13Corg值為-27‰時代表陸源端元，δ13Corg值為-21‰代表海洋端元。楚科奇海臺08P31孔沉積物的C/N值都在3～7之間，該孔δ13Corg的變化范圍為-26.31‰～-22.28‰，平均值為-24‰。說明該孔有機質(zhì)的來源是以海源有機質(zhì)為主，同時受到陸源有機質(zhì)輸入的影響。08P31孔C/N值變化規(guī)律與03M03孔相似，08P31孔褐色層B1和B2與03M03孔褐色層B1與B2a相對應(yīng)，兩個褐色層均出現(xiàn)的高值[32]。而08P31孔共可識別出5個IRD事件[60]，除MIS 3早期灰色層Yb2與MIS 1晚期褐色層B1外，IRD事件2與IRD事件3、4分別對應(yīng)C/N值高值。波弗特環(huán)流控制著北冰洋西部沉積物分布，特別是從波弗特沿海帶來大量IRD沉積[70]。也會影響該孔C/N值的變化。

如圖3所示，08P31孔δ13Corg值與C/N值的結(jié)果有幾處不同。一般來說，沉積物中有機質(zhì)的C/N值在高生產(chǎn)力環(huán)境中要比在貧養(yǎng)環(huán)境中高得多[22]。此外，低的TOC含量也會造成低的C/N值，這可能是在貧有機質(zhì)的沉積物中對非有機氮的吸收造成的[22，36，71]。根據(jù)δ13Corg值兩個端元值可以估計沉積物中海源和陸源有機質(zhì)的貢獻(xiàn)(TOCmar、TOCter)。因此，運用δ13Corg值來識別沉積物的來源更可信，這也已經(jīng)被越來越多的學(xué)者應(yīng)用[36]。其一，MIS 1晚期褐色層B1，δ13Corg值明顯重于平均值，但C/N值變大。同時，兩端元法計算得出的TOCmar/TOC與TOCmar含量高，TOCter含量低，對應(yīng)高的TOC含量，這是由于全新世氣候溫暖、海冰融化，大量富營養(yǎng)的太平洋水注入導(dǎo)致生物生產(chǎn)力增加，指示著該時期海洋生產(chǎn)力增高[36]，沉積物中有機質(zhì)以海源為主，同時高生產(chǎn)力環(huán)境下也導(dǎo)致了C/N值變大，說明高生產(chǎn)力環(huán)境中的C/N值高于貧養(yǎng)環(huán)境[22，71]。其二，MIS 3早期黃褐色層Yb2，δ13Corg值明顯輕于于平均值，但C/N值減小。同時，TOCmar/TOC與TOCmar含量低，TOCter與IRD含量高，對應(yīng)低的TOC含量，指示海洋生產(chǎn)力低，低生產(chǎn)力環(huán)境下也導(dǎo)致了C/N值減小，此時陸源有機質(zhì)比重增加[22，36，71]。相同原因，雖然一般海源有機質(zhì)中的浮游植物C/N值為6～7[65]，08P31孔中MIS 3出現(xiàn)多個層位C/N值遠(yuǎn)低于6，與低的TOC含量對應(yīng)，說明貧養(yǎng)環(huán)境中的C/N值比高生產(chǎn)力環(huán)境的低[22，36，71]。

08P31孔MIS 3早期褐色層B2的δ13Corg值明顯偏輕，對應(yīng)偏高的C/N值，有孔蟲豐度與IRD含量升高，這可能是來自一個變暖事件，溫暖的大西洋水輸入增加，海冰融化帶來了更多的陸源有機質(zhì)[22，32，36，43]，此時以陸源有機質(zhì)為主；MIS 3中晚期的黃褐色層Yb1和灰色層G2下部的δ13Corg值略偏重，對應(yīng)C/N值偏低，有孔蟲豐度降低，說明在北冰洋常年冰封的海區(qū)，沉積物中的有機質(zhì)則主要以海洋自生沉積為主，可能來自冰下生物的輸入，但生產(chǎn)力相對較低[22]；MIS 3晚期灰色層G2上部至W3層的δ13Corg值變輕，C/N值高，有孔蟲豐度降低，IRD含量增加，表明該時期冰筏卸載的陸源有機質(zhì)的增加[37]，此時以陸源有機質(zhì)為主；至MIS 1早期的灰色層G1，δ13Corg值逐漸變重，C/N值下降，有孔蟲豐度增加，指示著氣候變暖海洋自生生產(chǎn)力增加[22]，以海源有機質(zhì)為主。

5.2 古生產(chǎn)力變化

影響北冰洋生產(chǎn)力的因素主要與海冰分布范圍，太平洋和大西洋入流水，河流有機質(zhì)的輸入，以及波弗特環(huán)流有關(guān)[34，72]。楚科奇海臺地區(qū)由于海冰覆蓋時間較長，營養(yǎng)鹽供給較少，表層生產(chǎn)力處于較低水平[22]。在西北冰洋沉積物中TOC含量主要是受到洋流或者海冰搬運的陸源物質(zhì)以及海洋自生生產(chǎn)力影響[73]。與北冰洋西部以及斯瓦爾巴特群島北部一樣，北冰洋中部地區(qū)TOC含量也受這兩個因素影響[74]。因此，西北冰洋沉積物中TOC含量作為總生產(chǎn)力的指標(biāo)，在區(qū)分出異地搬運的影響后，通常指示從海洋表層輸出而降落到海底的有機質(zhì)豐度，直接反映表層生產(chǎn)力的變化[20，73]。楚科奇海臺08P31孔的TOC含量變化顯示，自MIS 3以來呈逐漸上升趨勢。其中，MIS 3褐色層B2，TOC含量高，與TOCter以及IRD含量的高值相對應(yīng)，有孔蟲豐度較高，但TOCmar/TOC低，說明該時期TOC含量高主要是受異地搬運陸源有機碳輸入增加的影響[32]，溫暖的大西洋入流水增加，雖然帶來了大量的營養(yǎng)物質(zhì)使鈣質(zhì)生物生產(chǎn)力增加，但海洋自生總生產(chǎn)力不高。黃褐色層Yb1至灰色層G2下部，TOC含量與TOCter含量低，IRD含量幾乎為零，有孔蟲豐度低，TOCmar/TOC含量升高并在平均值左右波動，表明該時期氣候轉(zhuǎn)冷陸源有機碳輸入減少導(dǎo)致TOC含量減少，海洋自生總生產(chǎn)力略微增加但仍然不高?；疑珜覩2上部到白色層W3下部，TOC含量持續(xù)增加，對應(yīng)于TOCter含量增加與IRD含量的高峰，TOCmar/TOC以及有孔蟲豐度低，說明該時期大量陸源有機碳被運送至該區(qū)域使得TOC含量增加[65，75]，此時海冰覆蓋造成表層生物生產(chǎn)力低。白色層W3上部到MIS 1褐色層B1，TOC含量增加且具有較高的有孔蟲豐度，TOCmar/TOC增加，TOCter與IRD含量減少，指示了營養(yǎng)鹽利用率高和海冰減少的全新世環(huán)境，海洋生物生產(chǎn)力高[32]；但深度1 cm處，TOC含量達(dá)到最高值，TOCmar/TOC降低，TOCter與IRD增加，這是再一次受到異地搬運陸源有機質(zhì)的影響。由此可見，08P31孔的海洋生物生產(chǎn)力總體不高，自MIS 3以來逐漸上升并在全新世達(dá)到最高。

生源Opal含量的高低可以用來指示海洋硅質(zhì)生物的生產(chǎn)力[16，18，37]。前人對北冰洋中部地區(qū)年際尺度的Opal含量研究顯示，夏季Opal含量高，是冬季的幾十倍[76]。08P31孔Opal含量變化顯示，自MIS 3以來均在平均值1.1%左右波動，除MIS 3中、晚期部分層位以及MIS 1褐色層B1的Opal含量高于平均值外，總體含量低。在北冰洋中部，影響生產(chǎn)力變化以及沉積速率的因素很多：大陸冰蓋擴張與消退，海平面升降，融冰/河水輸入量，夏季輻射量，海冰覆蓋面積，鹽躍層的深淺，水體的通氣作用等[37]，前人[77—78]對北冰洋中部8萬年來海洋環(huán)境研究表明：盛冰期其生產(chǎn)力與沉積速率很低[77]；冰消期其生產(chǎn)力低而沉積速率高[75]；間冰期生產(chǎn)力高而沉積速率中等[78]。通常情況下在北冰洋中，間冰期具更加開放的水環(huán)境有利于提高表層生產(chǎn)力，冰期覆蓋造成表層生產(chǎn)力下降使間冰期Opal含量更高。然而王汝建等的研究顯示，在晚第四紀(jì)冰期與間冰期旋回中，北冰洋存在兩種完全不同的環(huán)境模式，即：Opal含量受到溶解作用與保存狀況的變化的影響，出現(xiàn)間冰期低而冰期高的情況。因此，08P31孔中Opal含量總體不高是由于該區(qū)域長期被海冰覆蓋，光照不足限制了表層硅質(zhì)浮游植物的生長[22，79]。而MIS 3中、晚期Opal含量較高的層位可能與其溶解作用與保存狀況的變化有關(guān)，而非表層生產(chǎn)力的變化[37]。

北冰洋沉積物中引起CaCO3含量增加的因素主要有兩個，一是它可能受到鈣質(zhì)生物生產(chǎn)力的影響，二是它可能來自冰筏所攜帶的陸源碎屑碳酸巖[45，57]。有孔蟲作為海洋中最常見的鈣質(zhì)生物，可以用其豐度來反映鈣質(zhì)生物的生長狀況[22]。海底沉積物中碳酸鈣沉積主要受到碳酸鈣物源量、溶解作用以及稀釋作用的影響[80]。由于08P31孔水深為435 m，位于CCD(碳酸鹽補償深度)以上[81]，因此該孔沉積物中CaCO3含量主要受到碳酸鈣物源量以及稀釋作用的影響。通過對比08P31孔CaCO3含量與浮游有孔蟲豐度、IRD含量變化可以看出，CaCO3含量在褐色層B2出現(xiàn)高峰與有孔蟲豐度和IRD含量的高值相對應(yīng)(見圖3)，同時，位于楚科奇平原的03M03孔在褐色層B2也存在這樣的情況，這可能是由于溫暖的大西洋水入流增加帶來了大量的鈣質(zhì)生物，并導(dǎo)致海冰攜帶著陸源碎屑碳酸巖卸載[24，75，79]，此時CaCO3含量的高值即反映高的鈣質(zhì)生物生產(chǎn)力，也是陸源碎屑碳酸巖信號；黃褐色層Yb1，CaCO3含量與有孔蟲豐度較高而IRD含量幾乎為零，表明此時鈣質(zhì)生物生產(chǎn)力較高；CaCO3含量在MIS 3晚期(即灰色層G2的上部到白色層W3)出現(xiàn)高峰與IRD含量的高值相對應(yīng)，而有孔蟲豐度降低，表明CaCO3含量高峰主要是陸源碎屑碳酸巖的信號[45]，不能代表海洋鈣質(zhì)生物生產(chǎn)力。

5.3 古水團記錄

楚科奇海臺08P31孔浮游有孔蟲Nps-δ18O和-δ13C記錄顯示，MIS 3以來，有3個層位的δ18O和δ13C值同時輕于表層沉積物的平均值，兩個層位δ18O和δ13C值同時重于表層沉積物中平均值(見圖4)。其中，同時偏輕的δ18O和δ13C值分別出現(xiàn)在褐色層B2，黃褐色層Yb1上部到灰色層G2下部，以及白色層W3上部到灰色層G1，與08P23孔中褐色層B2a，MIS 3晚期以及褐色層B1的輕值相對應(yīng)[43]；同時偏重的δ18O和δ13C值分別出現(xiàn)在黃褐色層Yb1中部以及白色層W3，其中黃褐色層Yb1中部的重值與08P23孔的重值相對應(yīng)[43]。在北冰洋地區(qū)，變輕的δ18O和δ13C值可能指示融冰水、淡水注入及氣候變暖等事件[63，44，82-84]，也可能是同位素輕鹵水的釋放的信號[53]。變重的δ13C值通常用來指示表層海水更好的海氣交換作用[31]，以及海水的營養(yǎng)狀況[85]。

楚科奇海臺08P31孔在褐色層B2的δ18O和δ13C偏輕，有孔蟲豐度和IRD含量的高峰；而MIS 1早期灰色層G1，δ18O和δ13C值偏輕，較表層沉積物平均值分別輕了0.17‰～0.94‰和0.21‰～0.67‰，有孔蟲豐度增加。前人應(yīng)用溝鞭藻胞組合對氣候進行模擬試驗的研究結(jié)果顯示指示表層水條件與鹽躍層和反向溫躍層的大西洋水團之間不存在耦合關(guān)系[86]。這兩次δ18O和δ13C值的同時偏輕指示冰消期環(huán)境，融冰水的輸入導(dǎo)致[31]，可能與北美勞倫冰蓋的融水/冰山排泄有關(guān)[32，44，82]。MIS 3晚期黃褐色層Yb1上部到灰色層G2下部，δ18O和δ13C值都明顯比表層沉積物中的平均值偏輕，分別偏輕了0.3‰～0.8‰和0.22‰～0.76‰(見圖4)，對應(yīng)有孔蟲豐度與IRD含量低，指示冰期環(huán)境。這些偏輕的δ18O和δ13C值與溫暖的大西洋水和淡水的輸入無關(guān)，由于進入北冰洋溫暖的大西洋中層水減弱和楚科奇海陸架水的大量減少，海冰形成速率提高導(dǎo)致輕同位素鹵水的生產(chǎn)與下沉使得18O和δ13C值偏輕[53]。黃褐色層Yb1中部以及白色層W3的兩次δ18O和δ13C值同時偏重，并且有孔蟲豐度低。Nps-δ18O值偏重可能反映冰期溫度急劇下降以及輸入北冰洋淡水和太平洋水的減少[44]，而δ13C值偏重指示水體的低營養(yǎng)環(huán)境[35，85]，這是因為生物泵的作用將海水中的碳固結(jié)并輸送到海底沉積物中。通常情況下，生物泵優(yōu)先將12C輸入海底使水體的13C富集，因此水體中的δ13C隨營養(yǎng)的消耗而逐漸變重，海水中的δ13C與營養(yǎng)水平負(fù)相關(guān)[31]。

MIS 1的褐色層B1，Nps-δ18O值在表層沉積物平均值1.5‰左右波動，而δ13C值偏重，有孔蟲豐度高，這表明來自陸架流通性更好的表層和鹽躍層水進入北冰洋以及生物生產(chǎn)力的提高使得δ13C偏重[31，44]。而MIS 3早期黃褐色層Yb2偏輕的δ13C值卻對應(yīng)δ18O值偏重，北冰洋中部和門捷列夫脊等的相似研究顯示[28]，這一現(xiàn)象在冰期普遍存在，造成這一現(xiàn)象的原因可能是大冰期環(huán)境下，海盆內(nèi)儲存了較少的融冰水導(dǎo)致。

5 結(jié)論

通過對北冰洋西部楚科奇海臺08P31孔沉積物柱狀樣進行多項環(huán)境指標(biāo)的綜合分析得出以下結(jié)論：

(1)通過楚科奇海臺08P31孔的沉積物顏色旋回和巖性特征變化、Ca和Mn元素相對含量、IRD、有孔蟲豐度以及AMS14C測年建立了該孔的地層框架，其沉積物被劃分為MIS 3-MIS 1的沉積序列。其中，深度19.5～20.5 cm之間的MIS 2可能存在大約22 ka的沉積間斷，這可能是由于末次冰盛期厚厚的冰層覆蓋所致，持續(xù)時間比更北的門捷列夫脊地區(qū)長。

(2)由于楚科奇海臺地區(qū)受太平洋入流水影響很小，TOC以及Opal含量分析結(jié)果顯示，自MIS 3以來該區(qū)總生產(chǎn)力呈逐漸上升趨勢，但硅質(zhì)生產(chǎn)力不高，MIS 3中晚期Opal含量的高值可能與其溶解作用與保存狀況的變化有關(guān)；CaCO3含量不僅代表海生鈣質(zhì)生物的生產(chǎn)力，也是陸源碎屑碳酸鹽巖的信號；根據(jù)δ13Corg值運用兩端元法計算出TOCmar/TOC，TOCmar與TOCter與C/N比值比較可知，δ13Corg值作為有機質(zhì)來源的指標(biāo)更可靠。經(jīng)分析楚科奇海臺08P31孔沉積物有機質(zhì)的來源以海源有機質(zhì)為主，但褐色層B2與白色層W3的有機質(zhì)主要受到陸源有機質(zhì)輸入的影響。

(3)根據(jù)楚科奇海臺08P31孔的Nps-δ18O和-δ13C值，以及IRD含量和有孔蟲豐度變化表明，褐色層B2以及灰色層G1 δ18O和δ13C的輕值是由冰融水造成；MIS 3晚期δ18O和δ13C的輕值反映了海冰形成速率的提高，導(dǎo)致了輕同位素鹵水的生產(chǎn)和下沉。黃褐色層Yb1中部以及灰色層G2上部至白色層W3，δ18O和δ13C的重值對應(yīng)于低的有孔蟲豐度，指示水體溫度下降以及低營養(yǎng)環(huán)境。黃褐色層Yb2的δ18O和δ13C值呈鏡像關(guān)系，這是由于大冰期環(huán)境下，海盆內(nèi)儲存了較少的融冰水導(dǎo)致。

致謝：感謝兩位審稿專家的意見和建議。本實驗工作由國家財政部資助，國家海洋局極地辦公室組織實施的“中國第三次北極考察項目(簡稱CHINARE-2008)”的一部分，參加此項工作的單位有中國極地研究中心，國家海洋局第一海洋研究所，國家海洋局第二海洋研究所，國家海洋局第三海洋研究所，同濟大學(xué)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，以及中國極地中心沉積物樣品庫提供08P31孔樣品和巖性描述資料!

[1] Serreze M C，Barry R G. Processes and impacts of Arctic amplification: A research synthesis[J]. Global and Planetary Change，2011，77(3): 85-96.

[2] Lemke P J，Ren R，Alley I，et al. Observations: change in snow，ice and frozen ground[M]//Climate Change 2007: The Physical Science Basis. Cambridge: Cambridge University Press，2007: 337-384．

[3] Dickson B，Yashayaev I，Meincke J，et al. Rapid freshening of the deep North Atlantic Ocean over the past four decades[J]. Nature，2002，416: 832-837.

[4] Smith L M，Miller G H，Otto-Bliesner B，et al. Sensitivity of the Northern Heimsphere climate system to extreme changes in Holocene Arctic sea ice[J]. Quaternary Science Reviews，2002，22(5/7): 645-658．

[5] Holland M M，Bitz C M，Hunke E C，et al. Influence of the sea ice thickness distribution on Polar Climate in CCSM3[J]. Clim，2006，19: 2398-2414．

[6] Rashid H，England E，Thompson L，et al. Late Glacial to Holocene Indian Summer Monsoon Variability Based upon Sediment Records Taken from the Bay of Bengal[J]. Terr Atmos Ocean Sci，2011，22(2): 215-228．

[7] 王汝建，肖文申，李文寶，等. 北冰洋西部楚科奇海盆晚第四紀(jì)的冰筏碎屑事件[J]. 科學(xué)通報，2009，54(23): 3761-3770．

Wang Rujian，Xiao Wenshen，Li Wenbao，et al. Late Quaternary ice-rafted detritus events in the Chukchi Basin western Arctic Ocean[J]. Chinese Sci Bull，2009，54(23): 3761-3770．

[8] Darby D A，Myers W B，Martin Jakobsson，et al. Modern dirty sea ice characteristics and sources: The role of anchor ice[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans(1978-2012)，2011，116(C9)．

[9] Darby D A，Ortiz J D，Grosch C E，et al. 1 500-year cycle in the Arctic Oscillation identified in Holocene Arctic sea-ice drift[J]. Nature Geoscience，2012，5(12): 897-900．

[10] 陳立奇，等. 北極海洋環(huán)境與海氣相互作用研究[M]. 北京: 海洋出版社，2003: 1-339．

Chen Liqi，et al. Marine Environment and Air-Sea Interaction in the Arctic Region[M]. Beijing: China Ocean Press，2003: 1-339．

[11] 趙進平，王勇，卞林根，等. 北極研究，從夢想走向輝煌[J].自然雜志，2009，31(2)：73-80.

Zhao Jinping，Wang Yong，Bian Lingen，et al. Reaearch in Arctic，a coming true dream[J]. Chinese Journal of Nature，2009，31(2): 73-80．

[12] Polyak L，Alley R B，Andrews J T，et al. History of sea ice in the Arctic[J]. Quaternary Science Reviews，2010，29(15/16): 1757-1778．

[13] Jakobsson M，Andreassen K，Bjarnadóttir L R，et al. Arctic Ocean glacial history[J]. Quaternary Science Reviews，2013，92(7): 1-28.

[14] Stroeve J C，Marku T，Boisvert L，et al. Changes in Arctic melt season and implications for sea ice loss[J]. Geophysical Research Letters，2014，41(4): 1216-1225．

[15] 李宏亮，陳建芳，高生泉，等. 西北冰洋中太平洋入流水營養(yǎng)鹽的變化特征[J]. 海洋學(xué)報，2011，33(2): 85-95．

Li Hongliang，Chen Jianfang，Gao Shengquan，et al. Nutrients variations of the Pacific inflow in the western Arctic Ocean[J]. Haiyang Xuebao，2011，33(2): 85-95．

[16] 李宏亮，陳建芳，劉子琳，等. 北極楚科奇海和加拿大海盆南部顆粒生物硅的粒級結(jié)構(gòu)[J]. 自然科學(xué)進展，2007，17(1): 72-78．

Li Hongliang，Chen Jianfang，Liu Zilin，et al. Structure of particulate biogenic silica in Chukchi Sea and Canada Basin[J]. Progress in Natural Science，2007，17(1): 72-78．

[17] 張芳，何劍鋒，郭超穎，等. 夏季北冰洋楚科奇海微微型、微型浮游植物和細(xì)菌的豐度分布特征及其與水團的關(guān)系[J]. 極地研究，2012，24(3): 238-246．

Zhang Fang，He Jianfeng，Guo Chaoying，et al. Spatial distribution of pico-and nano-phytoplankton and bacteria in the Chukchi Sea with relation to water masses[J]. Chinese Journal of Polar Science，2012，24(3): 238-246．

[18] 冉莉華，陳建芳，金海燕，等. 白令海和楚科奇海表層沉積硅藻分布特征[J]. 極地研究，2012，24(1): 14-23．

Ran Lihua，Chen Jianfang，Jin Haiyan，et al. The distribution of surface sediment diatoms in the Bering Sea and Chukchi Sea[J]. Chinese Journal of Polar Science，2012，24(1): 14-23．

[19] 鄒建軍，石學(xué)法，白亞之，等. 末次冰消期以來白令海古環(huán)境及古生產(chǎn)力演化[J]. 地球科學(xué)，2012，37(S1):1-10．

Zou Jianjun，Shi Xuefa，Bai Yazhi，et al. Paleoenvironment and paleoproductivity variations in the Bering Sea since the last daglacial[J]. Earth Science，2012，37(S1):1-10．

[20] Grebmeier J M，Cooper L W，F(xiàn)eder H M，et al.Ecosystem dynamics of the Pacific-influenced Northern Bering and Chukehi Seas in the Amerasian Arctic[J]. Progr Oceanogr，2006，71: 33l-361．

[21] 王汝建，肖文申，向霏，等. 北冰洋西部表層沉積物中生源組分及其古海洋學(xué)意義[J]. 海洋地質(zhì)與第四紀(jì)地質(zhì)，2007，27(6): 61-69．

Wang Rujian，Xiao Wenshen，Xiang Fei，et al. Distribution pattern of biogenic components in surface sediments of the western Arctic Ocean and their paleoceanographic implications[J]. Marine Geology and Quaternary Geology，2007，27(6): 61-69．

[22] 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[J].海洋學(xué)報，2011，33(2): 103-114.

Sun Yechen，Wang Rujian，Xiao Wenshen，et al. Biogentic and terrigenous coaese fractions in surface sediments of western Arctic Ocean and their sedimentary environments[J]. Haiyang Xuebao，2011，33(2): 103-114.

[23] Wollenburg J E，Kuhnt W. The response of benthic foraminifers to carbon flux and primary production in the Arctic Ocean[J]. Marine Micropaleontology，2000，40(3): 189-231．

[24] Hald M，Dokken T，Mikalsen G. Abrupt climatic change during the last interglacial-glacial cycle in the polar North Atlantic[J]. Marine Geology，2001，176: 121-137．

[25] Simstich J，Sarnthein M，Erlenkeuser H. Paired δ18O signals ofNeogloboquadrinapachyderma(s) andTurborotalitaquinquelobashow thermal stratification structure in Nordic Seas[J]. Marine Micropaleontology，2003，48: 107-125．

[26] Belicka L L，Macdonald R W，Yunker M B，et al. The role of depositional regime on carbon transport and preservation in Arctic Ocean sediments[J]. Marine Chemistry，2004，86: 65-88．

[27] N?rgaard-Pedersen N，Mikkelsen N，Kristoffersen Y. Arctic Ocean record of last two glacialeinterglacial cycles off North Greenland/Ellesmere Island dimplications for glacial history[J]. Mar Geol，2007，244: 93-108．

[28] 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[J]. Global and Planetary Change，2009，68(1/2): 18-29．

[29] Cronin T M，Smith S A，Eynaud F，et al. Quaternary paleoceanography of the central arctic based on Integrated Ocean Drilling Program Arctic Coring Expedition 302 foraminiferal assemblages[J]. Paleoceanography，2008，23(1):PA1S18．

[30] Polyak L，Best K M，Crawford K A，et al. Quaternary history of sea ice in the western Arctic Ocean based on foraminifera[J]. Quaternary Science Reviews，2013，79: 145-156．

[31] 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[J]. 微體古生物學(xué)報，2006，23(4): 361-369．

Xiao Wenshen，Wang Rujian，Cheng Xinrong，et al. Relationship between water properties and planktonic foraminiferal stable isotopes from surface sediments in western Arctic Ocean[J]. Journal of Micropalaeontology，2006，23(4): 361-369．

[32] Wang R J，Xiao W S，Marz C，et al. Late Quaternary paleoenvironmental changes revealed by multi-proxy records from the Chukchi Abyssal Plain，western Arctic Ocean[J]. Global and Planetary Change，2013，108: 100-118．

[33] Mackensen A. High epibenthic foraminiferal δ13C in the Recent deep Arctic Ocean: Implications for ventilation and brine release during stadials[J]. Paleoceanography，2013，28(1): 1-11.

[34] Xiao W S，Wang R J，Cheng X R. Stable oxygen and carbon isotop es from the planktonic foraminiferaNeogloboquadrinapachydermain the Western Arctic surface sediments: Implications for water mass distribution[J]. Advances in Polar Science，2011，22(4): 205-214．

[35] Xiao W S，Wang R J，Polyak L，et al. Stable oxygen and carbon isotopes in planktonic foraminiferaNeogloboquadrinapachydermain the Arctic Ocean surface sediments: an overview of published and recently obtained data[J]. Marine Geology，2014，22(4): 397-408．

[36] 陳志華，石學(xué)法，蔡德陵，等. 北冰洋西部沉積物有機碳、氮同位素特征及其環(huán)境指示意義[J]. 海洋學(xué)報，2006，28(6): 61-71．

Chen Zhihua，Shi Xuefa，Cai Deling，et al. Organic carbon and nitrogen isotopes in surface sediments from the western Arctic Ocean and their implications for sedimentary environments[J]. Haiyang Xuebao，2006，28(6): 61-71．

[37] 王汝建，肖文申. 北冰洋西部楚科奇海盆晚第四紀(jì)生源沉積物及其古海洋學(xué)意義[J]. 極地研究，2009，21(4): 1-10.

Wang Rujian，Xiao Wenshen. Late Quaternary biogenic sediments and their paleoceanographic implications in the Chukchi basin，Western Arctic Ocean[J]. Chinese Journal of Polar Research，2009，21(4): 1-10.

[38] Stein R，Matthiessen J，Niessen F，et al. Towards a better (litho-) stratigraphy and reconstruction of Quaternary paleoenvironment in the Amerasian Basin (Arctic Ocean)[J]. Polarforschung，2010，79(2): 97-121．

[39] Matthiessen J，Niessen F，Stein R，et al. Pleistocene glacial marine sedimentary environments at the eastern Mendeleev Ridge，Arctic Ocean[J]. Polarforschung，2010，79(2):123-137．

[40] Spielhagen R，Baumann K，Erlenkeuser H，et al. Arctic Ocean deep-sea record of northern Eurasian ice sheet history[J]. Quaternary Science Reviews，2004，23(11/13):1455-1483．

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

[42] 張海生.中國第三次北極科學(xué)考察報告[R]. 北京: 海洋出版社，2009: 1-255.

Zhang Haisheng. The Report of 2008 Chinese Arctic research expedition[R]. Beijing：China Ocean Press，2009: 1-255．

[43] 章陶亮，王汝建，陳志華，等. 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[J]. 極地研究，2014，26(1): 46-57．

Zhang Taoliang，Wang Rujian，Chen Zhihua，et al. Paleoceanographic and Paleoclimatic records of core 08P23 from the Chukchi plateau Western Arctic Ocean，since MIS3[J]. Chinese Journal of Polar Research，2014，26(1): 46-57．

[44] Polyak L，Curry W B，Darby D A，et al. Contrasting glacial/interglacial regimes in the western Arctic Ocean as exemplified by a sedimentary record from the Mendeleev Ridge[J]. Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology，2004，203(1/2): 73-93．

[45] Polyak L，Bischof J，Ortiz J D，et al. Late Quaternary stratigraphy and sedimentation patterns in the western Arctic Ocean[J]. Global and Planetary Change，2009，68(1/2): 5-17．

[46] Jones E P. Circulation in the Arctic Ocean[J]. Polar Research，2001，20(2): 139-146．

[47] Woodgate R A，Aagaard K，Weingrtner T. A year in the physical oceanography of the Chukchi Sea：moored，measurements from autumn 1990-1991[J]. Deep-Sea research Part Ⅱ，2005，52(24/26): 3116-3149.

[48] Parkinson C L，Cavalieri D J. Arctic sea ice variability and trends，1979-2006[J]. Journal of Geophysical Research: Ocean，2008，113(C7): C07004．

[49] M?rz C，Stratmann A，Matthiessen J，et al. Manganese-rich brown layers in Arctic Ocean sediments： Composition，formation mechanisms，and diagenetic overprint[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta，2011，75: 7668-7687．

[50] Mortlock R A，F(xiàn)roelich P N. A simple method for the rapid determination of biogenic opal in pelagic marine sediment[J]. Deep-Sea Research Ⅱ，1989，36(9): 1415-1426．

[51] 王汝建，房殿勇，邵磊，等. 南海北部陸坡漸新世的蛋白石沉積[J].中國科學(xué)，2001，31(10): 867-872．

Wang Rujian，F(xiàn)ang Dianyong，Sao Lei，et al. The north sea slope opal deposition of Oligocene of the South China Sea[J].Science in China，2001，31(10): 867-872．

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

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

[54] Coulthard R D，F(xiàn)urze M F A，Pienkowski A J，et al. New marine ΔRvalues for Arctic Canada[J]. Quaternary Geochronology，2010，5(4):419-434．

[55] Hanslik D，Jakobsson M，Backman J，et al. Quaternary Arctic Ocean sea ice variations and radiocarbon reservoir age corrections[J]. Quaternary Science Reviews，2010，29(25/26): 3430-3441．

[56] Reimer P J，Baillie M G L，Bard E，et al. IntCal09 and Marine09 radiocarbon age calibration curves，0-50，000 years cal BP[J]. Radiocarbon，2009，51(4): 1111-1150．

[57] L?wemark L，Jakobsson M，M?rth M，et al. Arctic Ocean manganese contents and sediment colour cycles[J]. Polar Research，2008，27: 105-113．

[58] Polyak L，Jakobsson M. Quaternary sedimentation in the Arctic Ocean：Recent advances and further challenges[J]. Oceanography，2011，24(3): 52-64．

[59] Darby D A，Zimmerman P. Ice-rafted detritus events in the Arctic during the last glacial interval and the timing of the Innuitian and Laurentide ice sheet calving events[J]. Polar Research，2008，27(2): 114-127．

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

Mei Jing，Wang Rujian，Chen Jianfang，et al. Late Quarternary terrigenous deposits from core P31 on the Chukchi plateau of Westerm Arctic Ocean and their Paleoceanographic and Paleoclimatic impications[J]. Marine Geology and Quaternary Geology，2012，32(3): 77-86．

[61] Lisiecki L E，Raymo M E. A Pliocene-Pleistocene stack of 57 globally distributed benthi δ18O records[J]. Paleoceanography，2005，20(1): 1003-1017．

[62] Darby D A，Bischof J F，Jones G A. Radiocarbon chronology of depositional regimes in the western Arctic Ocean[J]. Deep-Sea Research Ⅱ，1997，44: 1745-1757．

[63] Poore R Z，Osterman L，Curry W B，et al. Late Pleistocene and Holocene meltwater events in the western Arctic Ocean[J]. Geology，1999，27(8): 759-762．

[64] 吳瑩，張經(jīng)，張再峰，等. 長江懸浮顆粒物中穩(wěn)定碳、氮同位素的季節(jié)分布[J]. 海洋與湖沼，2002，33(5): 546-552．

Wu Ying，Zhang Jing，Zhang Zaifeng，et al. Seasonal variability of Stable Carbon and Nitrogen Isotope of suspended particulate matter in the Changjiang river[J]. Oceanologia et Limnologia Sinica，2002，33(5): 546-552．

[65] Emerson S，Hedges J. Processes controlling the organic carbon content of open ocean sediments[J]. Paleoceanography，1988，3(2): 621-634．

[66] Delphine T，Head E J H，Wheeler P A. Mesozooplankton in the Arctic Ocean in summer[J]. Deep-Sea Research，1999，146(3): 1391-1415.

[67] Stein R，F(xiàn)ahl K. Holocene accumulation of organic carbon at the Laptev Sea continental margin (Arctic Ocean)： sources，pathway，and sinks[J]. Geo-Marine Letters，2000，20(4)：27-36．

[68] 蔡德陵，張淑芳，張經(jīng). 穩(wěn)定碳、氮同位素在生態(tài)系統(tǒng)研究中的應(yīng)用[J]. 青島海洋大學(xué)學(xué)報，2002，32(2): 287-295．

Cai Deling，Zhang Sufang，Zhang Jing. Applications of Stable Carbon and Nitrogen Isotope Methods in Ecological[J]. Journal of Ocean University of Qingdao，2002，32(2): 287-295．

[69] Naidu A S，Cooperl W. Organiccarbonisotope ratios of ArcticAmerasiancontinental shelf sediments[J]. Int J Earth Sciences，2000，89(3): 522-532．

[70] 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[J]. Marine Geology，2001，172(2): 91-115．

[71] Suesse E，Muller P J. Productivity，sedimentation rate and sedimentary organic matter in the oceans. Ⅱ[C]//Elemental fractionation. Colloques Internationaux du C. N. R. S.，293，Editions du Centre National de la Recherche Scientifique. Paris，1980: 17-26．

[72] Chen M T，Shuiau L J，Yu P S，et al. 500000 year records of carbonate，organic carbon，and foraminiferal sea surface temperature from the southeastern South China Sea (near Palawan Island)[J]. Palaeo，2003，197(2): 113-131．

[73] Stein R. Arctic Ocean Sediments: Processes，Proxies，and Paleoenvironment[M]. Elsevier，Amsterdam，2008: 592 ．

[74] Stein R，Grobe H，Wahsner M. Organic carbon，carbonate，and clay mineral distributions in eastern central Arctic Ocean surface sediments[J]. Marine Geology，1994，119(3): 269-285．

[75] Schubert C J，Stein R. Deposition of organic carbon in Arctic Ocean sediments：terrigenous supply vs marine productivity[J]. Organic Geochemisty，1996，24(4): 421-436．

[76] Fahl K，N?thig E M. Lithogenic and biogenic particle fluxes on the Lomonosov Ridge (central Arctic Ocean) and their relevance for sediment accumulation: Vertical vs. lateral transport[J]. Deep Sea Research Part I: Oceanographic Research Papers，2007，54(8): 1256-1272．

[77] Hebbeln D，Wefer G. Effects of ice coverage and ice-rafted material on sedimentation in the Fram Strait[J]. Nature，1991，35(2): 409-411．

[78] N?rgaard-Pedersen N，Spielhagen R F，Thiede J，et e1. Central Arctic surface ocean environment during the past 80，000 years[J]. Peleoceanosmphy，1998，13(2): 193-204．

[79] Wang R J，Xiao W S，Shao L，et al. Paleoceanographic records in the Chukchi Basin，western Arctic Ocean during the late Quaternary[J]. Acta Oceanol Sin，2012，31(1): 83—94．

[80] 張?zhí)m蘭，陳木宏，陳忠，等. 南海表層沉積物中的碳酸鈣含量分布及其影響因素[J]. 地球科學(xué):中國地質(zhì)大學(xué)學(xué)報，2010，35(6): 891-898．

Zhang Lanlan，Chen Muhong，Chen Zhong，et al. Distribution of Calcium Carbonate and Its Controlling Factors in Surface Sediments of the South China Sea[J]. Earth Science：Journal of China University of Geosicences，2010，35(6): 891-898．

[81] 司賀園，王汝建，丁旋，等. 西北冰洋表層沉積物中的底棲有孔蟲組合及其古環(huán)境意義[J]. 海洋學(xué)報，2013，35(6): 96-112．

Si Heyuan，Wang Rujian，Ding Xuan，et al. Benthic foraminiferal assemblages in the western Arctic surface sediments and their paleoenrivonmental implications[J]. Haiyang Xuebao，2013，35(6): 96-112．

[82] Polyak L，Darby D A，Bischof J F，et al. Startigraphic constraints on late Pleistocene glacial erosion and deglaciation of the Chukchi margin，Arctic Ocean[J]. Quaternary Research，2007，67(3): 234-245．

[83] Darby D A，Polyak L，Baueh H A.Past glacial and interglacial conditions in the Arctic Ocean and marginal seas—a review[J]. Progr Oeeanogr，2006，71(2): 129-144．

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

Wang Rujiang，Xiao Wenshen，Cheng Xinrong，et al. Sea Ice Formation Rates Recorded in Planktonic Foraminiferal Oxygen and Carbon Isotopes in the Western Arctic Ocean during the Late Quaternary[J].Advances in Earth Science，2009 24(6): 643-651．

[85] Sarnthein M，Wink K，Jung S J A，et al. Changes in the east Atlantic deepwater circulation over the last 30000 years：eight time slice reconstructions[J]. Paleoceanography，1994，9(2): 209-267．

[86] Fisher D，Dyke A，Koemer R，et al. Natural variability of Arctic sea ice over the Holocene [J]. EOS，2006，87(28): 273-280．

Paleoceanographic records of core 08P31 on the Chukchi Plateau，Western Arctic Ocean

Mei Jing1，Wang Rujian1，Zhang Taoliang1，Xiao Wenshen1，Chen Zhihua2，Chen Jianfang3，Cheng Zhenbo2，Sun Yechen1

(1.StateKeyLaboratoryofMarineGeology，TongjiUniversity，Shanghai200092，China; 2.TheFirstInstituteofOceanography，StateOceanicAdministration，Qingdao266061，China; 3.TheSecondInstituteofOceanography，StateOceanicAdministration，Hangzhou310012，China)

Multi-proxy investigations were performed on core 08P31 collected from the Chukchi Plateau，Western Arctic Ocean，during the Third Chinese National Arctic Expedition. The core was dated back to Marine Isotope Stage (MIS) 3 by a combination of AMS14C dating and regional core correlation. Results obtained for total organic carbon contents (TOC) and Biogenic opal content (Opal) in the core show that since MIS 3，the total productivity showed a trend of rising，but the siliceous biological productivity was generally low. CaCO3contents in the core suggested input of not only marine organic carbon，but also of detrital carbonate. By comparing C/N ratio with TOCmar/TOC，TOCmarand TOCterwhich are calculated from the value of δ13Corgby “both two end-element method”，we suggested that it was very reliable to use the value of δ13Corg，as the specification of organic sources. The δ results showed that the source of organic matter of core 08P31 was indicated to be marine organic matter. And，terrigenous organic matter could also contribute to the increased TOC% in the brown layer B2 and white layer W3. The co-variations light δ18O and-13C values ofNeogloboquadrinapachyderma(sin.) (Nps) in core 08P31 indicated that the light values in the brown layer B2 and gray layer G1 in MIS 3 and MIS 1 were resulted from meltwater events; and those in the top of yellow brown layer Yb1 to white layer W3 were caused by the enhanced sea ice formation and light brine injection. The occurrence of heavy δ18O and-13C values in the middle of yellow brown layer Yb1 and white layer W3 concurrent with low foraminiferal abundances could indicate cold water temperature and nutrition environment. TheNps-δ18O values varied inversely withNps-δ13C values in yellow brown layer Yb2 could indicate that the study area was covered by thick sea ice or ice sheet with cold temperatures and little meltwater，which prevented the bio-productivity and sea-atmosphere exchange，as well as water mass ventilation.

Chukchi Plateau; Western Arctic Ocean; C/N ratio; δ13Corg; oxygen and carbon isotope; paleoproductivity; water mass changes

10.3969/j.issn.0253-4193.2015.05.012

2014-04-10；

2014-10-13。

國家自然科學(xué)基金重點項目(41030859)；南北極環(huán)境綜合考察與評估專項——2014年度北極海域海洋地質(zhì)考察(CHINARE2014-03-02)；中國地質(zhì)調(diào)查局項目(水[2014]01-011-05)。

梅靜(1990—)，女，廣西省柳州市人，海洋地質(zhì)專業(yè)。E-mail: meijing0315@126.com

*通信作者：王汝建(1959—)，男，云南省昆明市人，教授，主要從事海洋地質(zhì)學(xué)、古海洋學(xué)與古氣候?qū)W研究。E-mail:rjwang@#edu.cn

P736.22

A

0253-4193(2015)05-0121-15

梅靜，王汝建，章陶亮，等. 西北冰洋楚科奇海臺08P31孔晚第四紀(jì)的古海洋學(xué)記錄[J]. 海洋學(xué)報，2015，37(5)：121-135，

Mei Jing，Wang Rujian，Zhang Taoliang，et al. Paleoceanographic records of core 08P31 on the Chukchi Plateau，Western Arctic Ocean[J]. Haiyang Xuebao，2015，37(5)：121-135，doi：10.3969/j.issn.0253-4193.2015.05.012