章陶亮 王汝建 陈志华 陈建芳 程振波 孙烨忱

0 引言

北极地区直接影响全球尺度的大气环流、大洋环流和气候演化，是全球气候变化的驱动器和响应器之一［1-3］。北冰洋与全球气候的相互作用主要表现为两点：大面积海冰覆盖增加了太阳辐射反照率，影响全球能量平衡；通过北冰洋的太平洋水和大西洋水影响全球大洋温盐循环［4-6］。随着全球变暖，近10年来北冰洋夏季和秋季海冰外缘线面积下降趋势明显加快［7］。北极地区的变化将影响全球环境和气候［8］，该区域已成为海洋与气候变化研究的热点地区。

对北极地区古环境研究，有助于我们了解该地区气候的长期变化，并根据过去类似的气候条件（如第四纪间冰期）制作未来气候变化的模型［9］。西北冰洋沉积物的研究发现，很多深海沉积物中上部明显的棕色－灰色旋回是地层对比和建立年代框架的重要标志［10］。另外，沉积物的颜色反射率［11］，有孔虫丰度，Ca和Mn元素相对含量［12-13］也能作为划分地层的依据。冰筏碎屑（Ice-Rafted Detritus，IRD）是沉积物中的常见组分。从陆地冰川分离出来进入海洋的冰山以及海冰会将陆源碎屑一并携带进入海洋中。随着气候的变暖，冰筏融化过程中陆源碎屑卸载，最终被保存在沉积物中［14］。冰期的IRD事件与北美劳伦（Laurentide）冰盖和因纽特（Innuitian）冰盖的崩裂时间一致；因此，它不仅能指示这些陆源碎屑的来源，IRD含量高低通常用来指示海冰、大块冰或冰山的搬运能力，而且还指示了表层洋流的变化历史［15-16］。浮游有孔虫 Neogloboquadrina pachyderma（sinistral）（Nps）是北冰洋中的优势种，其壳体的氧碳同位素是研究北冰洋上层水体以及冰融水事件的重要替代指标［17-20］。目前北极地区古环境研究主要集中在北冰洋东侧，很少涉及北冰洋西侧，其研究也缺乏系统性。本文试图通过分析2008年中国第三次北极科学考察在楚科奇海台钻取的08P23孔沉积物柱状样，研究该地区晚第四纪以来的IRD事件和洋流变化以及水团的变化历史，为重建该研究区古环境提供重要依据。

1 现代海洋环境

北冰洋接受了来自欧亚和北美大陆大量的入海径流（淡水输入），约占全球入海径流总量的10%［21］。楚科奇海是西北冰洋的边缘海之一，是太平洋与北冰洋进行能量与物质交换的区域［22］，南部通过很浅的白令海峡（～50 m）与太平洋相连，受太平洋水影响强烈。通过白令海峡进入北冰洋的三股水团自西向东依次为：低温高盐富营养的阿纳德流（AC）、白令海陆架水（BSSW）和高温低盐的阿拉斯加沿岸流（ACC）。同时，西伯利亚沿岸流（SCC）通过长峡（Long Strait）进入楚科奇海［23-24］。楚科奇海西部海域受太平洋富营养盐海水影响，海洋生产力高；而在阿拉斯加西北部近海，海水营养盐含量低，海洋生产力低［25-26］。北冰洋表层环流主要由穿极流（Transpolar Drift）和波弗特环流（BG）组成，加拿大海盆受顺时针的波弗特环流控制。穿极流从欧亚大陆一侧穿越北极沿格陵兰岛东侧流向大西洋方向。大西洋水通过法拉姆海峡（Fram Strait）和巴伦支海进入北冰洋，并下沉至200 m以下成为北冰洋次表层水，形成逆时针环流［27］（图1）。楚科奇海台常年被海冰覆盖，受波弗特环流控制，并受到通过楚科奇海的太平洋水的影响。

2 材料来源与研究方法

2.1 材料来源

本次研究的材料来源于2008年中国第三次北极科学考察在西北冰洋楚科奇海台取得的08P23孔重力 柱 沉 积 物 （76°20.14′N，162°29.16′W，水 深2 086 m）［28］（图1）。该孔柱状样总长 294 cm，岩芯按照2 cm间隔取样，共获得147个样品。

2.2 研究方法

本文中对楚科奇海台08P23孔沉积物柱状样所做的分析包括颜色反射率的测定、XRF元素扫描、IRD含量统计、有孔虫丰度统计、浮游有孔虫Nps稳定氧和碳同位素测定，AMS14C测年和碳酸钙含量测定。

颜色反射率测定：柱状样剖开并清理表面后，立即利用Minolta CM22002分光测色计以1 cm分辨率测量沉积物的光谱特征，获得颜色参数分别为L*，a*，b*。

XRF元素扫描：柱状样剖开后，切割成1 m左右一段，将表面刮平整，将专业测试薄膜覆在剖面上。用AVAATECH公司制造的 XRF Core-Scanner元素扫描分析仪进行元素含量无损扫描测试，分辨率为1 cm，测得从Al至U元素的相对含量。

IRD含量测定及浮游和底栖有孔虫丰度统计：使用CHRIST冷冻干燥仪将湿样冻干，再取20 g左右干样经过冷水泡开，使用孔径为63μm的筛子冲洗，收集筛子里的屑样，自然挥发水分后称重。再将＞63μm的屑样依次用150和250μm筛子干筛，然后称重，由此分别得到 ＞63μm，＞150μm和＞250μm的IRD含量。对于极地样品，冲样后的屑样中冰筏碎屑含量很高，有孔虫等生源组分相对较少，因此极地研究中用粗组分含量指示IRD含量。在显微镜下鉴定并统计浮游和底栖有孔虫个体数量，然后计算其丰度。

AMS14C测年：分别在柱状样深度0—2，8—10和12—14 cm的样品中，挑出壳径大小 150—250μm的Nps个体1 000—1 200个进行AMS14C测年。

图1 北冰洋西部楚科奇海台08P23孔与相关孔的位置［9-10，29-33］以及洋流和9月份海冰的分布。红色实线表示表层洋流，虚线表示中层水［27，34-35］.CP—楚科奇海台；NR—北风脊；MR—门捷列夫脊；LR—罗蒙索诺夫脊；AC—阿纳德尔流；BSSW—白令海陆架水；ACC—阿拉斯加沿岸流；SCC—西伯利亚沿岸流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

浮游有孔虫Nps稳定氧和碳同位素测定：在显微镜下挑出浮游有孔虫Nps壳径大小150—250μm的完整个体20枚左右，用Finnigan MAT252型稳定同位素质谱仪测试Nps的δ18O和δ13C的值。

碳酸钙含量测定：利用二氧化碳真空气压泵，取0.1 g左右干样磨碎，利用定量稀盐酸和定量样品进行反应，通过测量反应生成的CO2气体体积，经公式换算得出碳酸盐的百分含量。

除了浮游有孔虫AMS14C测年是在美国加州大学 Earth System Science Department，UC Irvine实验室完成外，其他的分析测试工作均在同济大学海洋地质国家重点实验室完成。

3 结果

3.1 岩性特征

西北冰洋楚科奇海台08P23孔沉积物柱状样颜色呈现出褐色，黄褐色与灰色黏土组成的沉积旋回变化。该孔深度0—8，132—156和210—232 cm为深褐色粉砂质黏土；深度8—61 cm为棕黄色－浅棕黄色粉砂质黏土；深度61—132，156—210和232—294 cm为灰色黏土（图2）。

3.2 有孔虫丰度与IRD含量的变化

楚科奇海台08P23孔浮游有孔虫丰度的变化显示，深度0—14 cm处出现较高的浮游有孔虫丰度，深度 14—136，160—208和 216—294cm有孔虫很少，其丰度分别为 4.69枚·g－1，1.24枚·g－1，1.41枚·g－1。深度136—160和208—216 cm浮游有孔虫丰度升高。浮游有孔虫丰度的变化趋势几乎与底栖有孔虫丰度完全一致（图3）。

图2 楚科奇海台08P23孔沉积物岩性、颜色反射率、Mn元素相对含量、IRD（＞63，150μm）含量和有孔虫丰度等指标与楚科奇海盆03M03孔地层对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］

该孔 IRD（＞250μm）的变化范围是 0—49.5%，平均值为1.62%。高峰出现在深度44—74，126—144和210—218 cm。深度0—44 cm处IRD含量较低。深度74—126，144—210和246—294 cm的IRD几乎缺失。IRD（＞150μm）的变化范围是0—50.9%，平均值为2.13%。其变化形式几乎与IRD（＞250μm）完全一致。以IRD（＞250μm）含量5%为IRD事件的界线，在深度49，59，140，217和245 cm可以识别出5个IRD事件。

该孔碳酸钙含量变化范围是2.2%—22.5%，平均值为4.7%。高峰出现在深度0—22，66—74，138—144和 210—218 cm。深度 22—66和 74—138 cm碳酸钙含量较低，平均值为4.35%。而深度144—210和218—294 cm碳酸钙含量最低，平均值为3.01%（图3）。

3.3 有孔虫氧碳同位素变化

西北冰洋楚科奇海08P23孔沉积物147个样品中仅有71个能挑出足量的浮游有孔虫Nps个体进行氧碳同位素测试。Nps-δ18O的变化范围在0.15‰—1.83‰之间，平均值为 1.11‰，该孔顶部沉积物中Nps-δ18O的值为1.55‰，接近该研究区表层沉积物中 Nps-δ18O的平均值 1.5‰［36］。该孔大部分层位的Nps-δ18O值都比该研究区表层沉积物中的Nps-δ18O平均值轻许多，其较轻的值主要出现在深度6—10以及136—250 cm，而在该研究区Nps-δ18O平均值1.5‰左右波动的深度主要在15—55和100—130 cm。

该孔中 Nps-δ13C值的变化范围在 －0.12‰—1.08‰之间，平均值为 0.42‰，顶部表层沉积物中Nps-δ13C值为1.08‰，略重于该研究区表层沉积物中的 Nps-δ13C的平均值 0.8‰［36］。该孔绝大部分层位中Nps-δ13C的值都远轻于该研究区表层沉积物中Nps-δ13C的平均值，其较轻的值主要出现在12—80以及136—250 cm，而 Nps-δ13C的重值出现在0—10及100—130 cm。

该孔MIS 3期Nps的δ18O与δ13C的变化趋势相同，且相对于该研究区表层沉积物中两者的平均值明显偏轻许多，但自MIS 2以来，Nps的δ18O与δ13C的变化趋势则相反，两者几乎呈现镜像关系（图4）。

图3 楚科奇海台08P23孔沉积物Ca和Mn元素相对含量、碳酸钙含量、有孔虫丰度以及IRD（＞150和250μm）含量的变化Fig.3.Relative Ca and Mn contents，CaCO3%，foraminifera abundance and IRD（＞150 and 250μm）of core 08P23

4 讨论

4.1 地层划分和对比

地层年代框架的建立是古环境研究的基础，也是古海洋学研究需要解决的首要难题。广泛运用于低纬地区的地层划分和对比的有孔虫氧同位素记录在北冰洋地区往往并不适用［37］。一方面北冰洋受海冰大面积覆盖，生物生产力低下。同时，极地低温环境使得碳酸钙补偿深度变浅，深海沉积物中能够用来测年的钙质生物壳体相对较少，造成了有孔虫在一些层位缺失，沉积记录不完整［38］；另一方面，北冰洋的海水氧同位素会被氧同位素偏轻的冰融水和结冰时形成的卤水改造，并被有孔虫壳体记录，与主要反映冰量变化的全球信号有很大的差异［5］。因此，在北冰洋有孔虫氧碳同位素地层划分的应用受到很大限制［37］。本文对楚科奇海台08P23孔沉积物进行地层划分时，采用浮游有孔虫AMS14C测年和多指标的区域性地层对比方法，包括沉积物颜色旋回、颜色反射率、Mn和Ca元素相对含量、浮游和底栖有孔虫丰度以及IRD含量等。

北冰洋深海沉积物的研究表明，许多沉积物柱状样的颜色与Mn元素含量具有明显的旋回性，可以结合沉积物中Mn元素含量和颜色旋回的变化建立地层年代框架［13，39］。控制Mn元素在北冰洋的沉积主要有两个因素。首先，北冰洋中深层水体的通风作用强弱影响水体氧化还原环境。间冰期通风作用强，水体呈现出氧化的环境，有利于Mn元素的沉淀；相反，冰期通风作用弱，不利于Mn元素的沉淀。其次，北冰洋沉积物的棕色是由于Mn的氢氧化物造成，可能因沉积物表层被氧化以及欧亚大陆边缘河流物质输入引起［40］。冰期－间冰期旋回影响了河流的排泄，从而影响Mn元素在沉积物中的富集。北冰洋沉积物中褐色与灰色的旋回被认为代表间冰期／间冰段与冰期／冰段的旋回［10，13］。褐色沉积物反映较高的生产力以及开放的海洋环境，指示间冰期或者冰消期的环境。而灰色沉积物指示冰期环境，冰期北冰洋被海冰或冰架覆盖，受到大规模的、来源于冰盖的冰川和冰融水输入影响，生物生产力低［10，29，32，37］。因此，有孔虫丰度及 IRD含量变化也是北冰洋区域性地层框架对比的重要指标［9，15］。

图4 楚科奇海台08P23孔沉积物中Nps的δ18O与δ13 C的变化。其中带箭头的实线表示研究区表层沉积物的平均δ18 O值，带箭头的虚线表示研究区表层沉积物的平均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

楚科奇海台08P23孔上部沉积物中 Nps的AMS14C测年结果显示，顶部0—2 cm的年龄为2.8 ka，4—6 cm的年龄为 5.9 ka，8—10 cm的年龄为8.6 ka，12—14 cm的年龄为11.3 ka（表1）。该孔上部深度0—8 cm为深褐色黏土，深度8—14 cm为棕黄色粉砂质黏土，Mn元素含量较高，对应于较高的有孔虫丰度和少量的IRD，指示全新世的沉积环境；深度14—60 cm为棕黄色粉砂质黏土，Mn元素含量降低，有孔虫几乎缺失，IRD含量增加；深度61—132 cm为浅黄色-灰色黏土，Mn元素含量降至最低值，有孔虫缺失，IRD含量仅在深度60—80 cm增加；深度132—156 cm为深褐色粉砂质黏土，Mn元素含量较之前明显升高，有孔虫丰度和IRD含量都升高，其中在138 cm处出现一个15 g的砾石；深度156—210 cm以及深度232—294 cm为灰色黏土，Mn元素含量小幅波动，有孔虫丰度几乎降至最低值，IRD含量仅在深度235—245 cm略微增加；深度210—232 cm为深褐色粉砂质黏土，Mn元素含量达到最高值，有孔虫丰度和IRD含量都升高，但其高峰明显滞后于Mn元素含量高峰（图2）。

表1 楚科奇海台08P23孔Nps-AMS 14 C测年数据的校正Table 1.Calibration of Nps-AMS 14 C dating data of core 08P23

为了建立08P23孔的地层年代框架，我们将08P23孔与楚科奇海盆03M03孔（图1）的地层划分指标［31］进行对比。两个孔的沉积物对比显示，08P23孔的3个褐色层B1、B2a和B2b分别对应于03M03孔中的3个褐色层［31］，也可以对比该地区P25，HLY0503-8JPC，NP26，PS72／340-5和 P31孔中的褐色层 B1和 B2［9-10，29-30，33］。根据 03M03孔沉积物有机质AMS14C测年数据，B2a与B2b的年龄分别为38 ka和42 ka（图2），为 MIS 3沉积。08P23孔的Mn元素含量变化几乎与03M03孔的Mn元素含量变化一致，高峰位于褐色层B1和B2b层，其余层位Mn元素含量小幅波动。IRD对比显示，08P23孔与03M03的IRD高峰位于沉积物上部以及褐色层B2a和B2b，其中两孔褐色层B2b的IRD高峰，都滞后于Mn元素最高峰。两孔有孔虫丰度对比显示，有孔虫3个高峰均位于褐色层中。其余层位有孔虫含量很低。

综合该孔沉积物颜色、Mn元素旋回、IRD含量、有孔虫丰度以及AMS14C测年结果与楚科奇海盆03M03孔的地层对比，初步建立了08P23孔的地层年代框架，深度0—14 cm为MIS 1，深度14—60 cm为MIS 2，深度60—294 cm为 MIS 3（图2）。推测08P23中MIS 2与MIS 3之间也可能存在沉积间断，而IRD 4-6可能缺失在这个沉积间断中。这可能是由于末次冰盛期厚厚的冰层覆盖所致，有待于测年数据的验证。

4.2 IRD事件及其源区

北冰洋陆源沉积物搬运的研究表明，北冰洋中部全部的粗组分和几乎全部的细组分均来源于冰筏沉积，很少受表面洋流的影响［43］，加拿大马更些河也为北冰洋中部提供一些细粒物质［44］。全新世以来，北冰洋中的海冰和冰山较少，沉积物中粗颗粒的IRD含量降低。虽然海冰、大冰块和冰山都能夹带或搬运IRD进入沉积区，但由于搬运能力不同，海冰主要携带的是细砂级以下（＜250μm）的IRD，而较粗的IRD（＞250μm）主要是通过大冰块以及冰山搬运［14-15］。根据北冰洋表层沉积物粒度的研究（董林森等未发表数据），表层沉积物主要为黏土，其次为粉砂，砂含量很少，为粉砂质黏土。在地质历史中的冷期，由于北冰洋存在大量冰山，导致沉积物中有较高的 IRD含量［45］。

北冰洋沉积物中的IRD的组分不仅指示了这些陆源碎屑沉积物的来源，还能指示大陆冰盖、冰山以及洋流的变化历史［15］。北冰洋东部的冰山大部分来源于欧亚冰盖，而北冰洋西部的IRD沉积指示了一个更复杂的起源，主要来自于北美冰盖，包括冰消期的几次IRD事件［33，39］。现代西北冰洋主要受波弗特环流控制，大量的IRD来源于加拿大北极群岛和波弗特海沿岸，随波弗特环流被搬运至西北冰洋各地［14，38］。冰期的沉积环境与现代不同，冰期时海平面降低，冰盖范围扩大，使得北美冰盖进一步向海盆延伸，导致波弗特环流减弱［29，46-48］。

根据08P23孔的沉积记录，MIS 1以来，气候变暖以及营养物质的输入导致生物生产力的增加，碳酸钙含量和有孔虫丰度都升高；但是IRD（＞250μm）的含量较低（图3），显示高的碳酸钙含量仅指示高的有孔虫丰度，而较低的IRD含量说明较少的海冰和冰山。对比08P23和03M03孔以及其他区域的IRD事件［15，31］，08P23孔一共可以识别出 5个 IRD事件：深度48—60 cm（MIS2早期）的IRD高峰对应于03M03孔的 IRD 2／3（？）事件，IRD 2和 IRD 3事件分别发生于13—15 ka和16—17.5 ka，可能与北大西洋的 Heinrich 1或者 LGM有关［15，31］，且该深度的碳酸钙和 Ca元素相对含量都较低；深度62—74 cm（MIS 3晚期）的IRD高峰对应于03M03孔的IRD 7事件［15，31］，但与 IRD 2／3（？）事件不同的是，该深度的碳酸钙和Ca元素相对含量都较高，可能反映了IRD 7与IRD 2／3（？）事件的IRD来源不同。深度130—145 cm和210—220 cm（MIS 3中期）的2个IRD高峰出现在褐色层B2a与B2b中，分别对应03M03孔的 IRD 8与 IRD 9事件［15，31］，与这两个IRD高峰相对应的是有孔虫丰度、碳酸钙以及Ca元素相对含量都明显增加，显示与IRD 7事件的来源相同；深度230—250 cm的 IRD高峰可能对应于03M03孔的 IRD 10事件［15，31］，但该深度的 IRD（＞250μm）含量较低，Ca元素和碳酸钙含量也很低，表明与IRD 8和IRD 9事件的来源不同。这两个孔都缺失IRD 4-6事件，可能由于末次冰期厚厚的海冰与冰架覆盖，导致沉积间断［15，31，48］。北冰洋深褐色沉 积 物 指 示 了 间 冰 期 或 间 冰 段 环 境［10，13，39］，08P23孔中MIS 3褐色层B2a与B2b，发生了融冰水事件导致IRD含量和有孔虫丰度升高，此时研究区为间冰段，具有高生产力和开放的海区环境，使得IRD事件中有孔虫的丰度较高。

北冰洋沉积物中碎屑碳酸盐岩的研究表明，它们来源于加拿大北极群岛分布广泛的古生代碳酸盐岩露头［14，46，49-51］。与 08P23和 03M03孔中 IRD 7-IRD 9事件相对应，高的碳酸钙以及Ca元素相对含量推断，这些IRD可能来源于加拿大北极群岛的碳酸盐岩露头。通过加拿大北极群岛的麦克卢尔等海峡冰流，它们被输送到波弗特海，携带在大冰块和冰山里，然后被波弗特环流搬运至楚科奇海台和海盆当中［31］。而与08P23和03M03孔中的 IRD 2／3（？）以及IRD 10事件相对应，碳酸钙和Ca元素相对含量都极低，显然与IRD 7-IRD 9事件的沉积物来源不同，这两次IRD事件中的沉积物可能来源于欧亚大陆，其最显著的特征是石英含量较高［10，12］。

4.3 Nps-δ18O和-δ13 C记录与古水团变化

西北冰洋楚科奇海台08P23孔浮游有孔虫Nps-δ18O和-δ13C记录显示，大多数层位 Nps的 δ18O和δ13C值轻于表层沉积物中Nps的δ18O和δ13C平均值。Nps-δ18O在MIS 1的 B1以及MIS 3的 B2b至B2a之间明显偏轻于表层沉积物中的平均值，但从MIS 3晚期至MIS 2，Nps-δ18O值在其表层沉积物中的平均值1.5‰左右波动（图4）。北冰洋沉积物中Nps-δ18O值的偏轻，一般存在如下3种原因：（1）表层海水温度升高，因为根据有孔虫壳体δ18O与海水温度的相关性，表层水温度升高1℃相当于Npsδ18O值降低 0.26‰［36，52-53］；（2）与融冰水或河流淡水的注入有关，因为楚科奇海以及门捷列夫脊的研究表明，末次冰消期偏轻的Nps-δ18O与-δ13C值指示融冰水事件［19，29，31，54］，含有轻同位素的淡水注入导致 Nps-δ18O和-δ13C值偏轻；（3）随着表层海水温度下降，海冰形成速率加快，导致了轻同位素卤水的生产和下沉速率提高，造成Nps的δ18O和δ13C值偏轻［31，54-56］。

楚科奇海台08P23孔在深度4—10 cm的Npsδ18O值为0.81‰—1.35‰（图 4），较表层沉积物平均 Nps-δ18O值1.5‰轻了 0.15‰—0.69‰，其 AMS14C测年结果为5.9—8.6 ka。然而，北冰洋7—8 ka与0—1 ka的水温差距小于 1.5℃［57］，因此，表层海水温度变化不足以解释Nps-δ18O的变化，冰融水和温度可能共同导致了08P23孔MIS 1的Nps-δ18O值偏轻［19，31，54］。褐色层 B2a和 B2b中偏轻的 Nps-δ18O值对应于有孔虫丰度和IRD含量的高峰，显示Nps-δ18O的偏轻是因为冰融水造成的。在MIS 3的褐色层 B2a与 B2b之间（156—210 cm），Nps-δ18O值都明显比表层沉积物中的平均值偏轻了0.2‰—1.3‰（图4），其 0.73‰的平均值几乎达到表层沉积物中的平均值的1／2，且沉积物为灰色，有孔虫丰度和IRD含量几乎为零。显然，这一层位明显偏轻的Nps-δ18O值与冰融水事件无关，指示了海冰形成速率的提高，导致了轻同位素卤水的生产与下沉，从而造成Nps-δ18O值的偏轻。从MIS 3晚期至MIS 2，Nps-δ18O的重值可能反映冰期温度急剧下降导致Nps-δ18O值偏重。

浮游有孔虫δ13C的重值通常用来指示表层海水更好的海气交换作用［58］以及海水的营养状况［59］。在北极地区，河流淡水的注入和轻同位素卤水的生产与下沉会造成 Nps-δ13C的值偏轻［19，31，54，56］。楚科奇海台 08P23孔大部分 Nps-δ13C值都比表层沉积物中的平均值轻。其中，MIS 3的褐色层B2a和B2b中偏轻的Nps-δ13C值可能响应于冰融水和河流淡水的输入，而褐色层B2a与B2b之间的灰色层中Nps-δ13C的轻值指示海冰形成速率的提高，导致轻同位素卤水的生产与下沉。从MIS 3晚期至MIS 2，偏轻的Nps-δ13C值反映海表面被冰层覆盖，阻止了海气交换，生物生产力急剧下降。

由于MIS 1较好的海气交换以及生物生产力的提高使得 Nps-δ13C偏重，Nps-δ18O与-δ13C变化趋势一致。MIS 2的Nps-δ18O与-δ13C呈镜像关系，Npsδ18O值偏重，而Nps-δ13C偏轻。北冰洋中部和门捷列夫脊等的研究显示，MIS 4也发现了Nps-δ18O与-δ13C变化趋势相反的现象［9，12，60］。Adler等［9］认为MIS 2和MIS 6也会出现这样的现象，但由于MIS 2和MIS 6门捷列夫脊的沉积物中有孔虫缺失，所以无法验证这一现象。造成这一现象的原因可能是冰期表层海水温度急剧下降，导致Nps-δ18O偏重，同时，表层海水冻结成冰，阻止了海气交换，使得Npsδ13C偏轻。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响，从而使得两者同时偏轻。

5 结论

本文通过西北冰洋楚科奇海台08P23孔晚第四纪沉积物柱状样的多项环境指标的综合分析，得出以下三点结论。

（1）通过楚科奇海台08P23孔沉积物颜色、Mn元素和IRD含量、有孔虫丰度以及AMS14C测年结果与楚科奇海盆03M03孔的地层对比，建立了08P23孔的地层年代框架，深度0—14 cm为MIS 1，深度14—60 cm为 MIS 2，深度60—294 cm为 MIS 3。其中，MIS 3与MIS 2之间可能存在沉积间断，这可能是由于末次冰盛期厚厚的冰层覆盖所致。

（2）MIS 3以来，楚科奇海台08P23孔可以识别出5个 IRD事件，IRD 2／3（？）、IRD 7至 IRD 10，分别出现在MIS 2和MIS 3。其中，IRD 7-IRD 9事件中高的碎屑碳酸盐岩含量主要来自于加拿大北极群岛分布广泛的古生代碳酸盐岩露头，它们携带在大冰块和冰山里，被波弗特环流搬运至楚科奇海台，而IRD 2／3（？）事件中高的碎屑石英含量可能来源于欧亚大陆边缘。

（3）楚科奇海台08P23孔沉积物中浮游有孔虫Nps的δ18O和δ13C值，以及IRD含量和有孔虫丰度变化表明，MIS 1和MIS 3的三个褐色层中Nps的δ18O和δ13C轻值是由冰融水造成；MIS 3的2个褐色层之间灰色层中Nps的δ18O和δ13C的轻值反映了海冰形成速率的提高，导致了轻同位素卤水的生产和下沉。MIS 2 Nps的δ18O和δ13C呈镜像关系，这是由于冰期海水温度急剧下降导致Nps-δ18O偏重；同时海水冻结成冰，阻止了海气交换，使得Npsδ13C偏轻。

致谢 本工作由国家财政部资助、国家海洋局极地考察办公室组织实施的“中国第三次北极科学考察项目（CHINARE-2008）”的一部分，参加此项工作的单位有中国极地研究中心、国家海洋局第一研究所、国家海洋局第二研究所、国家海洋局第三研究所、同济大学等。感谢中国第三次北极科考队的全体科考队员和“雪龙”号全体船员为沉积物样品的采集所付出的艰辛努力。感谢王昆山和黄元辉先生及中国极地研究中心沉积物库提供08P23孔样品和颜色反射率数据和岩性描述资料，并向对文章提出宝贵意见的肖文申、王寿刚、胡正莹、王磊、梅静表示感谢。

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 陈立奇.北极海洋环境与海气相互作用研究.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 高爱国，刘焱光，孙海青.与全球变化有关的几个北极海洋地质问题.地学前缘，2002，9（3）：201—207.

7 柯常青，彭海涛，孙波，等.2002—2011年北极海冰时空变化分析.遥感学报，2013，17（2）：459—466.

8 陈立奇，赵进平，卞林根，等.影响北极地区迅速变化的一些关键过程研究.极地研究，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，Matthießen 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，Løvlie 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，Forman 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，成鑫荣，等.北冰洋西部表层沉积物中的浮游有孔虫稳定氧、碳同位素与水团性质的关系.微体古生物学报，2006，23（4）：361—369.

21 隋翠娟，张占海，刘骥平，等.北极河流径流量变化及影响因子分析.海洋学报，2008，30（4）：39—47.

22 高爱国，王汝建，陈建芳，等.楚科奇海与加拿大海盆表层沉积物表观特征及其环境指示.海洋地质与第四纪地质，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，赵进平，矫玉田，等.太平洋入流及其与北冰洋异常变化的联系.极地研究，2004，16（3）：253—260.

25 郝玉，龙江平.北极楚科奇海海底表层沉积物有机碳的生物地球化学特征.海洋科学进展，2007，25（1）：63—72.

26 孙烨忱，王汝建，肖文申，等.西北冰洋表层沉积物中生源和陆源粗组分及其沉积环境.海洋学报，2011，33（2）：103—111.

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

28 张海生.中国第三次北极科学考察报告.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 刘伟男，王汝建，陈建芳，等.西北冰洋阿尔法脊晚第四纪的陆源沉积物记录及其古环境意义.地球科学进展，2012，27（2）：209—217.

33 梅静，王汝建，陈建芳，等.西北冰洋楚科奇海台P31孔晚第四纪的陆源沉积物记录及其古海洋与古气候意义.海洋地质与第四纪地质，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，Løvlie 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，李文宝，等.北冰洋西部楚科奇海盆晚第四纪的冰筏碎屑事件.科学通报，2009，54（23）：3761—3770.

39 Löwemark L，Jakobsson M，Mörth 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，Furze 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 陈志华，石学法，韩贻兵，等.北冰洋西部表层沉积物黏土矿物分布及环境指示意义.海洋科学进展，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 Stärz 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，成鑫荣，等.北冰洋西部晚第四纪浮游有孔虫氧碳同位素记录的海冰形成速率.地球科学进展，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 Nørgaard-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.