梅静，王汝建，章陶亮，肖文申，陈志华，陈建芳，程振波，孙烨忱

(1.同济大学 海洋地质国家重点实验室，上海 200092；2. 国家海洋局 第一海洋研究所，山东 青岛 266061；3. 国家海洋局 第二海洋研究所，浙江 杭州 310012)

西北冰洋楚科奇海台08P31孔晚第四纪的古海洋学记录

梅静1，王汝建1，章陶亮1，肖文申1，陈志华2，陈建芳3，程振波2，孙烨忱1

(1.同济大学 海洋地质国家重点实验室，上海 200092；2. 国家海洋局 第一海洋研究所，山东 青岛 266061；3. 国家海洋局 第二海洋研究所，浙江 杭州 310012)

本文通过中国第三次北极科学考察在北冰洋楚科奇海台采集的08P31孔样品的多项指标分析，重建该区晚第四纪的古海洋与古气候演变历史。将08P31孔沉积物记录与其他孔综合对比初步划分为氧同位素3期(MIS 3)-MIS 1的沉积序列；TOC与Opal含量分析结果显示，自MIS 3以来该区总生产力呈逐渐上升趋势，但硅质生产力不高；CaCO3含量不仅代表海生钙质生物的生产力，也是陆源碎屑碳酸盐岩的信号；根据δ13Corg值运用两端元法计算出TOCmar/TOC，并通过TOCmar、TOCter与C/N值比较可知，δ13Corg值作为有机质来源的指标更可靠。经分析该孔沉积物有机质以海源有机质为主，但褐色层B2与白色层W3的有机质主要受到陆源有机质输入的影响；该孔沉积物中的浮游有孔虫Neogloboquadrinapachyderma(sin.)(Nps)的δ18O和-δ13C结果显示：褐色层B2和灰色层G1的轻值是由冰融水造成；黄褐色层Yb1上部到白色层W3下部的轻值反映了海冰形成速率提高，导致轻同位素卤水的生产和下沉。黄褐色层Yb1中部及白色层W3，Nps-δ18O和-δ13C的重值对应低的有孔虫丰度，指示水体温度下降以及低营养环境。黄褐色层Yb2的Nps-δ18O和-δ13C值呈镜像关系，这是由于大冰期环境下，海盆内储存了较少的融冰水导致。

楚科奇海台；西北冰洋；碳氮比值；有机碳同位素；氧碳同位素；古生产力；水团变化

1 引言

北极地区对于气候变化十分敏感[1]。北冰洋大面积海冰覆盖增加了地球表面反照率并影响全球能量平衡[2]。北冰洋是现代连接大西洋和太平洋的高纬通道，影响着全球大洋温盐循环[3—6]。北冰洋大部分区域长期的海冰覆盖；重要的大陆架和陆架过程；不同来源(包括大西洋、太平洋和河流)的水团以及各水团之间复杂的相互作用等[7—9]，在第四纪发生了深刻的变化，对北冰洋及其以外地区产生了深远的影响[8—10]。北极是目前全球变暖影响最显著的区域之一[11]。随着北极海冰的大量融化，北极地区的海洋与气候的明显变化越来越受到国际社会的关注，成为国内外海洋与气候变化研究的热点地区[12—14]。

海冰消退引起北冰洋浮游植物生长季节延长，以及开阔无冰海域面积增加，导致营养盐补充与消耗机制、海洋初级生产力和生态结构都发生巨大改变[15]。楚科奇海及邻近的北冰洋深水区，太阳辐射、海冰和河流输入的季节性变化大，加之受北冰洋与太平洋水体交换的影响，海洋生产力特别是硅质生物的生产力高[16—19]。但北冰洋西部表层沉积物的研究显示，生源组分的分布显然与通过白令海峡进入楚科奇海的3股太平洋水相关，并且75°N以北及加拿大海盆受海冰覆盖影响，表现出最低的表层生产力[7，20—22]。北极地区沉积物中钙质生物及其沉积环境的研究，主要集中在北冰洋靠欧亚一侧的陆架和深水区[23—26]，而随着对北冰洋西部海区以及太平洋入流研究的深入，楚科奇海一侧的有孔虫的研究也逐渐受到学者重视[27—30]。浮游有孔虫Neogloboquadrinapachyderma(sin.)(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[31—35]。楚科奇海表层沉积物中有机碳、氮同位素，以及C/N值的分布反映表层沉积物中的有机碳以海洋自身来源为主，且主要受生物泵过程控制[36]，沉积物中TOC和Opal含量反映该海区总生产力以及硅质生产力大小[20—22，37]。由于缺乏钙质微体化石，对于北冰洋沉积物难于利用传统同位素地层学方法确定地层框架。因此，综合利用沉积物中的褐色与灰色层的周期性变化[28，32，38—39]，沉积物的颜色旋回，有孔虫丰度，Ca和Mn元素相对含量以及IRD含量[40—41]等来作为划分地层的依据。尽管在过去的几十年中，前人已经对北冰洋沉积历史特别是其现代的沉积过程与模式进行了研究，但我们对它的了解依然相当匮乏。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08P31孔沉积物柱状样中生源沉积物和浮游有孔虫氧碳同位素等的研究，并结合已发表的研究成果，重建该区晚第四纪冰期(冰阶)-间冰期(间冰阶)旋回中的古海洋与古气候演变历史。

2 材料来源与研究方法

2.1 材料来源

本文研究的材料来源于中国第三次北极科学考察在北冰洋西部楚科奇海台上采集的重力柱状样08P31孔[42]，该孔位于77°59.864′N，168°0.716′W，水深435 m(见图1)。08P31孔柱状样长59 cm，按1 cm间隔取样，共获得59个样品。该孔沉积物颜色随深度变化呈现出褐色，黄褐色与灰色黏土组成的沉积旋回变化。深度0～13 cm和44～52 cm出现深褐色-褐色粉砂质黏土；13～19 cm为灰绿色向白色过度，19～22 cm出现灰白色砂质黏土，22～28 cm向下又逐渐过渡为深灰色黏土。28～44 cm以及52～59 cm为黄褐色砂质黏土(见图2)。该站位与同航次采集的08P23重力柱(76°20.14′N，162°29.16′W，水深2 089 m)同处楚科奇海台海域[43]，本文综合二者并结合前人研究结果(表1)[28，32，38，44—45]，重建该区域的古海洋学演变历史。

图1 北冰洋西部楚科奇海台08P31孔与相关孔的位置[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 本研究使用的岩心及其信息表

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

岩心纬度经度水深/m参考文献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

本次研究对楚科奇海台08P31孔沉积物所做的分析有：XRF元素扫描；生源蛋白石含量测定(Opal)；碳酸钙含量测定(CaCO3)；有机碳含量(TOC)及有机碳氮比(C/N)测定；有机碳同位素(δ13Corg)分析；有孔虫丰度统计；浮游有孔虫Nps的稳定氧碳同位素测定；浮游有孔虫Nps的AMS14C测年等的分析。

XRF元素扫描：用AVAATECH公司XRF Core Scanner荧光光谱岩心扫描仪，对沉积物进行分辨率为1 cm的元素相对含量无损扫描，得到多种元素(Al、U等)的相对含量。数据单位是counts/30 seconds。

Opal含量测定采用硅钼蓝比色法，该方法的误差小于3%[49—50]。实验过程是：将样品低温(50℃)烘干后，称取0.15 g置于离心管中。先用过氧化氢溶液与稀盐酸溶液除去样品中的有机质与钙质，再利用碳酸钠溶液提取样品中的生物硅。然后和钼酸铵溶液反应生成硅钼黄，静置后再和抗坏血酸溶液反应生成硅钼蓝。最后用紫外分光光度计对溶液进行测试得到吸光度，通过回归方程计算出蛋白石的百分含量[51]。

CaCO3含量测定：取0.1 g烘干样品磨碎，先用定量稀盐酸与样品进行充分反应，通过测量反应生成的CO2气体体积，运用公式换算得出碳酸盐的百分含量=V/(22.4×103)×100/M。其中V为反应生成的CO2气体体积(mL)，M为反应样品质量(g)。

TOC含量及C/N值测定：将低温烘干的样品研磨后称取约0.15 g加入稀盐酸除去碳酸盐。反应结束后反复4次加入去离子水清洗、至pH呈中性。再次低温烘干后在Thermo QuestItalia.S.P.A.有机元素分析仪EA1110型上进行测试，数据由计算机直接获得，误差小于0.2%。仪器同时测得沉积物中有机氮的含量。

有机碳同位素(δ13Corg)分析：根据仪器测试的最佳信号强度，通过对有机碳含量测试结果进行计算后，取适量的去除无机碳(与有机碳测试预处理过程相同)的样品用锡杯包好，再用有机元素同位素比值分析仪(Deltaplus XP)测定δ13Corg值，误差范围为±0.1‰。

有孔虫丰度统计：取10～15 g干样泡水1天后，用孔径为63 μm筛子冲筛，烘干后称重。然后再将大于63 μm的屑样依次通过154 μm和250 μm筛子干筛，称重，并分别统计浮游和底栖有孔虫丰度。

浮游有孔虫N.pachyderma(sinistral)(Nps)稳定氧碳同位素测定：在显微镜下挑出壳径大于154 μm的浮游有孔虫Nps完整壳体20枚，通过Finnigan MAT 253型稳定同位素质谱仪测定该种氧碳同位素的比值δ18O和δ13C。共有58个样品能够挑出足够量的Nps个体进行稳定氧、碳同位素分析，误差范围分别为±0.07‰和±0.04‰。

以上分析测试和工作均在同济大学海洋地质国家重点实验室完成。

浮游有孔虫Nps的AMS14C测年：从筛选出的样品中挑出壳径大于154 μm的浮游有孔虫Nps完整壳体1 000～1 200枚，送往Earth System Science Department，University of California，Irvine进行AMS14C测年。

3 地层划分和对比

首先，由于北冰洋海冰覆盖，生物生产力低下，大部分地区沉积速率较低[45]；其次，北冰洋的碳酸盐补偿深度较浅，溶解作用等导致钙质生物壳体匮乏[37，52]；第三，有孔虫壳体氧碳同位素受海冰形成和融化，以及河流淡水等信号的影响，难以用于地层划分[32，53]。因此，本文通过AMS14C测年结果(表2)，综合应用08P31孔的柱状样沉积物颜色旋回、Ca和Mn元素相对含量、有孔虫丰度和IRD含量(大于154 μm和大于63 μm)，并通过区域记录对比[32，43]来建立08P31孔的地层年代框架(见图2)。该孔AMS14C测年结果运用碳储库标准为：末次冰期前为1 400 a，末次冰期后为790 a[54—55]，并运用CALIB 6.1.1软件进行日历年校正[56]。

表2 楚科奇海台08P31孔的AMS14C测年校正数据

北冰洋深海沉积物的研究发现，许多柱状样的沉积物颜色与元素锰含量表现出明显的旋回性特征[41，57]。其中，北冰洋沉积物中的褐色与浅黄色和灰色的旋回被认为是代表间冰期(段)-冰期(段)的旋回[32，38，44-45，58]，指示生产力随开阔水域和营养的变化[52]。北冰洋沉积物中锰元素含量表现出明显的旋回性特征反映中深层水体的通风作用强弱[57]，河流的开闭模式，并由此反映间冰期(段)-冰期(段)旋回[49]。沉积物中的钙一部分为碳酸盐岩碎屑，一部分为生物碳酸钙壳体，钙质体生物对间冰期(段)-冰期(段)变化非常敏感，间接影响沉积物中碳酸钙的保存[45]。作为地层划分和对比的工具，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[28，59]。

楚科奇海台08P31孔沉积物中Nps的AMS14C测年结果显示(表2)，顶部3～4 cm的年龄为6.03 ka，深度19～20 cm的年龄为12.5 ka，而深度21～22 cm的年龄为34.5 ka，两者之间年龄之差为22 ka，可能存在包括末次盛冰期的沉积间断。深度30～31 cm的年龄为42.3 ka，深度57～58 cm的年龄为45.3 ka，推测该岩心底部年龄不超过50 ka(见表2)。该孔上部深度0～13 cm为深褐色粉砂质黏土，Mn元素含量较高，对应于较高的有孔虫丰度和少量的IRD，反映生物含量丰富，指示生产力相对较高的全新世环境；深度13～19 cm为绿灰色粉砂质黏土，Mn元素含量降低，有孔虫丰度较高，IRD含量低；深度19～22 cm为灰白色砂质黏土层，对应于该地区的W3层[38]，Mn元素含量及有孔虫丰度降低，其中深度21 cm处出现了IRD含量的最高值(34.6%)[60]，并且对应于Ca元素含量的高峰，此深度Ca元素含量的高峰为陆源碎屑碳酸盐岩的输入[38，45]，指示了冰消期环境；深度22～28 cm为浅黄色-灰色黏土，Mn元素含量低有孔虫丰度和IRD含量减少；深度28～45 cm为黄褐色砂质黏土，Mn元素含量升高，有孔虫丰度和IRD含量均降至最低；深度45～52 cm再次出现深褐色-褐色粉砂质黏土，Mn元素含量增高，有孔虫丰度与IRD含量增加；深度52～59cm为黄褐色砂质黏土，Mn元素含量、有孔虫丰度和IRD含量都较之前有所降低。

通过对比楚科奇海台08P23孔[43]和楚科奇深海平原03M03孔[32]的地层，08P31孔的两个褐色层B1和B2分别对应与03M03和08P23孔的两个褐色层B1和B2a，也与该地区的HLY0503-8JPC[28]，NP26[44]，PS72/340-5[38]和AR92-P25[45]孔中的褐色层B1和B2对应。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)，与08P31的褐色层B2同样指示了MIS 3沉积。08P31孔的有孔虫丰度和IRD含量变化与03M03孔和08P23孔的变化几乎一致。有孔虫丰度高峰位于MIS 1和褐色层B2，而IRD高峰位于沉积物上部、白色层W3以及褐色层B2及其下部。

综合该孔AMS14C测年结果以及沉积物颜色，Mn元素旋回，IRD含量，有孔虫丰度等参数的区域对比，初步建立了08P31孔的地层年代框架，确定该孔为MIS 3期以来的沉积记录，深度0～20 cm为氧同位素(MIS)1期，深度20～21 cm处存在约22 ka的沉积间断，涵盖了LGM和末次冰消期早期，深度21～59 cm为MIS 3(图2)。

西北冰洋的沉积间断，是一区域性的现象，不仅存在于08P31和03M03孔的沉积记录中，也存在于临近的站位中[28，44]。门捷列夫脊NP26孔以及HLY0503-8JPC孔的测年数据显示，分别在13～19 ka与15～23 ka之间存在沉积间断[28，44]。08P23孔[43]和AR92-P25孔[45]中却存在MIS 2沉积。LGM时期，北冰洋的冰架最厚达1 km，包括东西伯利亚以及楚科奇海全部被海冰覆盖，而海冰最小时期也只是在东西伯利亚的浅海地区没有海冰覆盖[13]，这影响着该区域的沉积作用。在北冰洋的中心海区，MIS 2(14～29 ka)[61]的沉积速率与全新世相比明显减少，在加拿大海盆区域还存在大范围的沉积间断现象，这被认为是受到海冰条件以及生产力水平限制[27，62—63]。北风脊、楚科奇海台与门捷列夫脊沉积速率自西向东递减，这主要是由于北冰洋西部沉积速率分布受波弗特环流控制，环流流经的区域沉积速率高并向北冰洋中部依次递减[38，45，60]。08P31孔的测年结果以及与邻近站位很好的对应，是该沉积间断在楚科奇海台存在的直接证据，可能是由于LGM时期厚厚的冰盖覆盖导致。

4 结果

4.1 C/N比值与有机碳同位素(δ13Corg)变化

楚科奇海台08P31孔C/N值与δ13Corg的分析结果显示(图3)，C/N比值变化范围为3.23～6.37，平均值为4.73。δ13Corg变化范围为-26.31‰～-22.28‰，平均值为-24.07‰，自MIS 3以来呈现逐渐变重的趋势。

图3 楚科奇海台08P31孔沉积物中生源组分含量，δ13Corg与C/N比值，有孔虫丰度与IRD(大于250 μm)含量的变化Fig.3 Down-core variations of biogenic contents (%)，δ13Corg，C/N ratio，foraminifera abundance and IRD (>250 μm) of the core 08P31

有机碳同位素是区分海源与陆源有机质的敏感指标[64]。由于陆源有机质的δ13Corg含量多以陆源植物或河流沉积物来代表，海源有机质的δ13Corg含量多以海洋浮游植物来代表[36]。应用简单的两端元混合模式，即：认为δ13Corg值为-27‰时完全代表陆源，δ13Corg值为-21‰时完全代表海洋端元，估算沉积物中海源和陆源有机质的百分含量[36，64]。用TOCmar/TOC来指示08P31孔海源有机碳占总有机碳的百分比；TOCmar和TOCter分别指示海源有机碳和陆源有机碳百分含量。

如图3所示，MIS 3早期黄褐色层Yb2的C/N值低，δ13Corg值为轻值；到褐色层B2，C/N值升高，而δ13Corg值出现最轻值；MIS 3中晚期黄褐色层Yb1到灰色层G2下部，C/N值降低，δ13Corg值逐渐变重；MIS 3晚期灰色层G2上部到MIS 1，C/N值升高，而δ13Corg值在灰色层G2变轻后，到MIS 1变重，并在褐色层B1明显偏重，其中在8 cm处达到峰值-22.28‰。

4.2 生源沉积物含量变化

08P31孔TOC含量变化范围为0.33%～0.89%，平均值为0.54%。自MIS 3以来，TOC含量总体呈逐渐上升趋势，并且在MIS 1显著增加。通过δ13Corg计算得TOCmar和TOCter的变化特征。MIS 3早期黄褐色层Yb2的TOCmar含量较低，而TOCter与IRD含量较高；褐色层B2，TOCmar和TOCter含量同步增加并与有孔虫丰度以及IRD含量的高值相对应；黄褐色层Yb1到灰色层G2下部TOCmar含量增加并在其平均值0.23%左右波动，TOCter含量出现低值；灰色层G2上部到白色层W3，TOCmar与TOCter含量增加，与IRD的高值相对应；MIS1灰色层G1到褐色层B1，TOCmar含量继续增加而TOCter含量减少，但在MIS 1晚期，TOCmar含量减少而TOCter含量增加并与IRD的高值相对应。TN含量的变化范围为0.085%～0.151%，平均值为0.113%，其变化规律与TOC含量的变化基本一致。

Opal含量的变化范围为0.67%～1.47%，平均值为1.09%。MIS 3早期黄褐色层Yb2下部含量较高，平均含量为1.23 %；黄褐色层Yb2上部，Opal含量明显减少；褐色层B2到灰色层G1，Opal含量增加，其中有几处存在低值，最低为33 cm处的0.67%；到MIS 1晚期褐色层B1，Opal含量继续增加，平均值高达到1.24%。CaCO3含量与有孔虫丰度、IRD含量的比较显示，CaCO3含量平均值为13.11%，变化范围0.40%～50.85%，其4个高值区域分别出现MIS 3的 21～23 cm、30～32 cm、47～50 cm以及56～57 cm。最高值在21 cm处，高达50.85%，其他部位也达20%以上，与IRD含量的高值相对应；同时，有孔虫丰度仅在MIS 1以及深度45～52 cm、54～58 cm出现峰值，其他深度有孔虫丰度均表现为几乎缺失的状态，45～52 cm以及54～58 cm处的有孔虫丰度的峰值与碳酸钙含量的高值相对应。

4.3 有孔虫氧碳同位素变化

西北冰洋楚科奇海台08P31孔59个样品中仅有57个能挑出足量的浮游有孔虫Nps个体进行氧碳同位素测试(见图4)。Nps-δ18O的变化范围在0.56‰～3.90‰之间，平均值为1.72‰，顶部表层沉积物中δ18O值为1.14‰，轻于该区表层沉积物中Nps-δ18O的平均值1.5‰[34]。黄褐色层Yb2、黄褐色层Yb1中部以及灰色层G2上部到白色层W3的δ18O值都比该区表层沉积物中的δ18O平均值重许多，其中黄褐色层Yb1中部的偏重与08P23孔的重值相对应[43]；褐色层B2，黄褐色层Yb1下部，灰色层G2下部和灰色层G1的δ18O值都较该区表层沉积物中的平均值轻，与08P23孔中褐色层B2a，MIS 3晚期以及MIS 1早期的δ18O轻值相对应[43]。08P31孔褐色层B1中的δ18O值主要在平均值1.5‰左右波动。

楚科奇海台08P31孔中Nps-δ13C值的变化范围在0.01‰～1.69‰之间，平均值为0.78‰，顶部表层沉积物中δ13C值为0.96‰，略重于该区表层沉积物中δ13C的平均值0.8‰[34]。黄褐色层Yb1中部、灰色层G2上部到白色层W3以及褐色层B1的Nps-δ13C值都比该区表层沉积物中的δ13C平均值重许多，其中黄褐色层Yb1中部、褐色层B1的偏重与08P23孔的重值相对应[43]；黄褐色层Yb2到褐色层B2下部、黄褐色层Yb1上部到灰色层G2下部，以及灰色层G1的δ13C值都较该区表层沉积物中的δ13C平均值轻，与08P23中褐色层B2a，MIS 3晚期以及MIS 1早期的δ13C轻值相对应[43]。

楚科奇海台08P31孔MIS 3早期黄褐色层Yb2的Nps-δ18O与-δ13C的变化趋势相反，与该研究区表层沉积物中的平均值相比，δ18O的值显著偏重，而δ13C的值显著偏轻；MIS 3中期至MIS 1早期，δ18O与δ13C的变化趋势相同，均出现两个(分别位于21 cm，33 cm)重于表层沉积物平均值的峰值以及3个(分别位于17 cm，26 cm和褐色层B2)轻于表层沉积物平均值的峰值；其中褐色层B2的δ18O轻值出现相对滞后于δ13C的轻值；褐色层B1的δ18O与δ13C的变化趋势再次相反，δ18O的值在研究区表层沉积物中的δ18O平均值(1.5‰)左右波动，而δ13C的值明显重于表层沉积物中的δ13C平均值(0.8‰)[34]。

5 讨论

5.1 有机质来源

图4 楚科奇海台08P31孔与08P23孔[43]沉积物中Nps-δ18O与-δ13C的变化 Fig.4 Down-core variations of Nps-δ18O and-δ13C of the cores 08P31 and 08P23 [43]

北冰洋表层沉积物中有机质的来源可划分为陆源和海源两大类。陆源有机质来源于周边陆地，对研究区来说它们主要来自北美和西伯利亚地区的现代植被的贡献，也有很小的一部分可能来源于古老土壤和风化岩石的贡献，这些有机质会通过河流、陆源冰-海冰以及风等的搬运进入海洋[36]。海源有机质主要来源于海水和海冰中初级生产者(主要为浮游硅藻)的贡献，其他海洋生物的贡献相对较小[36]。海源有机质中的浮游植物C/N值为6～7[65]，Delphine等[66]对北冰洋0～500 m水深区浮游生物的C/N值分析表明，其C/N值为6.0～8.5，该比值范围与前人在高纬度地区所获得浮游生物的C/N值范围(6.3～12.5)基本相符[67]。有机碳同位素含量的比值作为区分海源和陆源有机质的敏感指标[64，68]，Naidu和Cooperl[69]的研究认为在白令海北部和楚科奇海δ13Corg值为-27‰时代表陆源端元，δ13Corg值为-21‰代表海洋端元。楚科奇海台08P31孔沉积物的C/N值都在3～7之间，该孔δ13Corg的变化范围为-26.31‰～-22.28‰，平均值为-24‰。说明该孔有机质的来源是以海源有机质为主，同时受到陆源有机质输入的影响。08P31孔C/N值变化规律与03M03孔相似，08P31孔褐色层B1和B2与03M03孔褐色层B1与B2a相对应，两个褐色层均出现的高值[32]。而08P31孔共可识别出5个IRD事件[60]，除MIS 3早期灰色层Yb2与MIS 1晚期褐色层B1外，IRD事件2与IRD事件3、4分别对应C/N值高值。波弗特环流控制着北冰洋西部沉积物分布，特别是从波弗特沿海带来大量IRD沉积[70]。也会影响该孔C/N值的变化。

如图3所示，08P31孔δ13Corg值与C/N值的结果有几处不同。一般来说，沉积物中有机质的C/N值在高生产力环境中要比在贫养环境中高得多[22]。此外，低的TOC含量也会造成低的C/N值，这可能是在贫有机质的沉积物中对非有机氮的吸收造成的[22，36，71]。根据δ13Corg值两个端元值可以估计沉积物中海源和陆源有机质的贡献(TOCmar、TOCter)。因此，运用δ13Corg值来识别沉积物的来源更可信，这也已经被越来越多的学者应用[36]。其一，MIS 1晚期褐色层B1，δ13Corg值明显重于平均值，但C/N值变大。同时，两端元法计算得出的TOCmar/TOC与TOCmar含量高，TOCter含量低，对应高的TOC含量，这是由于全新世气候温暖、海冰融化，大量富营养的太平洋水注入导致生物生产力增加，指示着该时期海洋生产力增高[36]，沉积物中有机质以海源为主，同时高生产力环境下也导致了C/N值变大，说明高生产力环境中的C/N值高于贫养环境[22，71]。其二，MIS 3早期黄褐色层Yb2，δ13Corg值明显轻于于平均值，但C/N值减小。同时，TOCmar/TOC与TOCmar含量低，TOCter与IRD含量高，对应低的TOC含量，指示海洋生产力低，低生产力环境下也导致了C/N值减小，此时陆源有机质比重增加[22，36，71]。相同原因，虽然一般海源有机质中的浮游植物C/N值为6～7[65]，08P31孔中MIS 3出现多个层位C/N值远低于6，与低的TOC含量对应，说明贫养环境中的C/N值比高生产力环境的低[22，36，71]。

08P31孔MIS 3早期褐色层B2的δ13Corg值明显偏轻，对应偏高的C/N值，有孔虫丰度与IRD含量升高，这可能是来自一个变暖事件，温暖的大西洋水输入增加，海冰融化带来了更多的陆源有机质[22，32，36，43]，此时以陆源有机质为主；MIS 3中晚期的黄褐色层Yb1和灰色层G2下部的δ13Corg值略偏重，对应C/N值偏低，有孔虫丰度降低，说明在北冰洋常年冰封的海区，沉积物中的有机质则主要以海洋自生沉积为主，可能来自冰下生物的输入，但生产力相对较低[22]；MIS 3晚期灰色层G2上部至W3层的δ13Corg值变轻，C/N值高，有孔虫丰度降低，IRD含量增加，表明该时期冰筏卸载的陆源有机质的增加[37]，此时以陆源有机质为主；至MIS 1早期的灰色层G1，δ13Corg值逐渐变重，C/N值下降，有孔虫丰度增加，指示着气候变暖海洋自生生产力增加[22]，以海源有机质为主。

5.2 古生产力变化

影响北冰洋生产力的因素主要与海冰分布范围，太平洋和大西洋入流水，河流有机质的输入，以及波弗特环流有关[34，72]。楚科奇海台地区由于海冰覆盖时间较长，营养盐供给较少，表层生产力处于较低水平[22]。在西北冰洋沉积物中TOC含量主要是受到洋流或者海冰搬运的陆源物质以及海洋自生生产力影响[73]。与北冰洋西部以及斯瓦尔巴特群岛北部一样，北冰洋中部地区TOC含量也受这两个因素影响[74]。因此，西北冰洋沉积物中TOC含量作为总生产力的指标，在区分出异地搬运的影响后，通常指示从海洋表层输出而降落到海底的有机质丰度，直接反映表层生产力的变化[20，73]。楚科奇海台08P31孔的TOC含量变化显示，自MIS 3以来呈逐渐上升趋势。其中，MIS 3褐色层B2，TOC含量高，与TOCter以及IRD含量的高值相对应，有孔虫丰度较高，但TOCmar/TOC低，说明该时期TOC含量高主要是受异地搬运陆源有机碳输入增加的影响[32]，温暖的大西洋入流水增加，虽然带来了大量的营养物质使钙质生物生产力增加，但海洋自生总生产力不高。黄褐色层Yb1至灰色层G2下部，TOC含量与TOCter含量低，IRD含量几乎为零，有孔虫丰度低，TOCmar/TOC含量升高并在平均值左右波动，表明该时期气候转冷陆源有机碳输入减少导致TOC含量减少，海洋自生总生产力略微增加但仍然不高。灰色层G2上部到白色层W3下部，TOC含量持续增加，对应于TOCter含量增加与IRD含量的高峰，TOCmar/TOC以及有孔虫丰度低，说明该时期大量陆源有机碳被运送至该区域使得TOC含量增加[65，75]，此时海冰覆盖造成表层生物生产力低。白色层W3上部到MIS 1褐色层B1，TOC含量增加且具有较高的有孔虫丰度，TOCmar/TOC增加，TOCter与IRD含量减少，指示了营养盐利用率高和海冰减少的全新世环境，海洋生物生产力高[32]；但深度1 cm处，TOC含量达到最高值，TOCmar/TOC降低，TOCter与IRD增加，这是再一次受到异地搬运陆源有机质的影响。由此可见，08P31孔的海洋生物生产力总体不高，自MIS 3以来逐渐上升并在全新世达到最高。

生源Opal含量的高低可以用来指示海洋硅质生物的生产力[16，18，37]。前人对北冰洋中部地区年际尺度的Opal含量研究显示，夏季Opal含量高，是冬季的几十倍[76]。08P31孔Opal含量变化显示，自MIS 3以来均在平均值1.1%左右波动，除MIS 3中、晚期部分层位以及MIS 1褐色层B1的Opal含量高于平均值外，总体含量低。在北冰洋中部，影响生产力变化以及沉积速率的因素很多：大陆冰盖扩张与消退，海平面升降，融冰/河水输入量，夏季辐射量，海冰覆盖面积，盐跃层的深浅，水体的通气作用等[37]，前人[77—78]对北冰洋中部8万年来海洋环境研究表明：盛冰期其生产力与沉积速率很低[77]；冰消期其生产力低而沉积速率高[75]；间冰期生产力高而沉积速率中等[78]。通常情况下在北冰洋中，间冰期具更加开放的水环境有利于提高表层生产力，冰期覆盖造成表层生产力下降使间冰期Opal含量更高。然而王汝建等的研究显示，在晚第四纪冰期与间冰期旋回中，北冰洋存在两种完全不同的环境模式，即：Opal含量受到溶解作用与保存状况的变化的影响，出现间冰期低而冰期高的情况。因此，08P31孔中Opal含量总体不高是由于该区域长期被海冰覆盖，光照不足限制了表层硅质浮游植物的生长[22，79]。而MIS 3中、晚期Opal含量较高的层位可能与其溶解作用与保存状况的变化有关，而非表层生产力的变化[37]。

北冰洋沉积物中引起CaCO3含量增加的因素主要有两个，一是它可能受到钙质生物生产力的影响，二是它可能来自冰筏所携带的陆源碎屑碳酸岩[45，57]。有孔虫作为海洋中最常见的钙质生物，可以用其丰度来反映钙质生物的生长状况[22]。海底沉积物中碳酸钙沉积主要受到碳酸钙物源量、溶解作用以及稀释作用的影响[80]。由于08P31孔水深为435 m，位于CCD(碳酸盐补偿深度)以上[81]，因此该孔沉积物中CaCO3含量主要受到碳酸钙物源量以及稀释作用的影响。通过对比08P31孔CaCO3含量与浮游有孔虫丰度、IRD含量变化可以看出，CaCO3含量在褐色层B2出现高峰与有孔虫丰度和IRD含量的高值相对应(见图3)，同时，位于楚科奇平原的03M03孔在褐色层B2也存在这样的情况，这可能是由于温暖的大西洋水入流增加带来了大量的钙质生物，并导致海冰携带着陆源碎屑碳酸岩卸载[24，75，79]，此时CaCO3含量的高值即反映高的钙质生物生产力，也是陆源碎屑碳酸岩信号；黄褐色层Yb1，CaCO3含量与有孔虫丰度较高而IRD含量几乎为零，表明此时钙质生物生产力较高；CaCO3含量在MIS 3晚期(即灰色层G2的上部到白色层W3)出现高峰与IRD含量的高值相对应，而有孔虫丰度降低，表明CaCO3含量高峰主要是陆源碎屑碳酸岩的信号[45]，不能代表海洋钙质生物生产力。

5.3 古水团记录

楚科奇海台08P31孔浮游有孔虫Nps-δ18O和-δ13C记录显示，MIS 3以来，有3个层位的δ18O和δ13C值同时轻于表层沉积物的平均值，两个层位δ18O和δ13C值同时重于表层沉积物中平均值(见图4)。其中，同时偏轻的δ18O和δ13C值分别出现在褐色层B2，黄褐色层Yb1上部到灰色层G2下部，以及白色层W3上部到灰色层G1，与08P23孔中褐色层B2a，MIS 3晚期以及褐色层B1的轻值相对应[43]；同时偏重的δ18O和δ13C值分别出现在黄褐色层Yb1中部以及白色层W3，其中黄褐色层Yb1中部的重值与08P23孔的重值相对应[43]。在北冰洋地区，变轻的δ18O和δ13C值可能指示融冰水、淡水注入及气候变暖等事件[63，44，82-84]，也可能是同位素轻卤水的释放的信号[53]。变重的δ13C值通常用来指示表层海水更好的海气交换作用[31]，以及海水的营养状况[85]。

楚科奇海台08P31孔在褐色层B2的δ18O和δ13C偏轻，有孔虫丰度和IRD含量的高峰；而MIS 1早期灰色层G1，δ18O和δ13C值偏轻，较表层沉积物平均值分别轻了0.17‰～0.94‰和0.21‰～0.67‰，有孔虫丰度增加。前人应用沟鞭藻胞组合对气候进行模拟试验的研究结果显示指示表层水条件与盐跃层和反向温跃层的大西洋水团之间不存在耦合关系[86]。这两次δ18O和δ13C值的同时偏轻指示冰消期环境，融冰水的输入导致[31]，可能与北美劳伦冰盖的融水/冰山排泄有关[32，44，82]。MIS 3晚期黄褐色层Yb1上部到灰色层G2下部，δ18O和δ13C值都明显比表层沉积物中的平均值偏轻，分别偏轻了0.3‰～0.8‰和0.22‰～0.76‰(见图4)，对应有孔虫丰度与IRD含量低，指示冰期环境。这些偏轻的δ18O和δ13C值与温暖的大西洋水和淡水的输入无关，由于进入北冰洋温暖的大西洋中层水减弱和楚科奇海陆架水的大量减少，海冰形成速率提高导致轻同位素卤水的生产与下沉使得18O和δ13C值偏轻[53]。黄褐色层Yb1中部以及白色层W3的两次δ18O和δ13C值同时偏重，并且有孔虫丰度低。Nps-δ18O值偏重可能反映冰期温度急剧下降以及输入北冰洋淡水和太平洋水的减少[44]，而δ13C值偏重指示水体的低营养环境[35，85]，这是因为生物泵的作用将海水中的碳固结并输送到海底沉积物中。通常情况下，生物泵优先将12C输入海底使水体的13C富集，因此水体中的δ13C随营养的消耗而逐渐变重，海水中的δ13C与营养水平负相关[31]。

MIS 1的褐色层B1，Nps-δ18O值在表层沉积物平均值1.5‰左右波动，而δ13C值偏重，有孔虫丰度高，这表明来自陆架流通性更好的表层和盐跃层水进入北冰洋以及生物生产力的提高使得δ13C偏重[31，44]。而MIS 3早期黄褐色层Yb2偏轻的δ13C值却对应δ18O值偏重，北冰洋中部和门捷列夫脊等的相似研究显示[28]，这一现象在冰期普遍存在，造成这一现象的原因可能是大冰期环境下，海盆内储存了较少的融冰水导致。

5 结论

通过对北冰洋西部楚科奇海台08P31孔沉积物柱状样进行多项环境指标的综合分析得出以下结论：

(1)通过楚科奇海台08P31孔的沉积物颜色旋回和岩性特征变化、Ca和Mn元素相对含量、IRD、有孔虫丰度以及AMS14C测年建立了该孔的地层框架，其沉积物被划分为MIS 3-MIS 1的沉积序列。其中，深度19.5～20.5 cm之间的MIS 2可能存在大约22 ka的沉积间断，这可能是由于末次冰盛期厚厚的冰层覆盖所致，持续时间比更北的门捷列夫脊地区长。

(2)由于楚科奇海台地区受太平洋入流水影响很小，TOC以及Opal含量分析结果显示，自MIS 3以来该区总生产力呈逐渐上升趋势，但硅质生产力不高，MIS 3中晚期Opal含量的高值可能与其溶解作用与保存状况的变化有关；CaCO3含量不仅代表海生钙质生物的生产力，也是陆源碎屑碳酸盐岩的信号；根据δ13Corg值运用两端元法计算出TOCmar/TOC，TOCmar与TOCter与C/N比值比较可知，δ13Corg值作为有机质来源的指标更可靠。经分析楚科奇海台08P31孔沉积物有机质的来源以海源有机质为主，但褐色层B2与白色层W3的有机质主要受到陆源有机质输入的影响。

(3)根据楚科奇海台08P31孔的Nps-δ18O和-δ13C值，以及IRD含量和有孔虫丰度变化表明，褐色层B2以及灰色层G1 δ18O和δ13C的轻值是由冰融水造成；MIS 3晚期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。黄褐色层Yb1中部以及灰色层G2上部至白色层W3，δ18O和δ13C的重值对应于低的有孔虫丰度，指示水体温度下降以及低营养环境。黄褐色层Yb2的δ18O和δ13C值呈镜像关系，这是由于大冰期环境下，海盆内储存了较少的融冰水导致。

致谢：感谢两位审稿专家的意见和建议。本实验工作由国家财政部资助，国家海洋局极地办公室组织实施的“中国第三次北极考察项目(简称CHINARE-2008)”的一部分，参加此项工作的单位有中国极地研究中心，国家海洋局第一海洋研究所，国家海洋局第二海洋研究所，国家海洋局第三海洋研究所，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，以及中国极地中心沉积物样品库提供08P31孔样品和岩性描述资料!

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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。

国家自然科学基金重点项目(41030859)；南北极环境综合考察与评估专项——2014年度北极海域海洋地质考察(CHINARE2014-03-02)；中国地质调查局项目(水[2014]01-011-05)。

梅静(1990—)，女，广西省柳州市人，海洋地质专业。E-mail: meijing0315@126.com

*通信作者：王汝建(1959—)，男，云南省昆明市人，教授，主要从事海洋地质学、古海洋学与古气候学研究。E-mail:rjwang@tongji.edu.cn

P736.22

A

0253-4193(2015)05-0121-15

梅静，王汝建，章陶亮，等. 西北冰洋楚科奇海台08P31孔晚第四纪的古海洋学记录[J]. 海洋学报，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