叶圣彬，王汝建，肖文申，孙烨忱，武力

同济大学海洋地质国家重点实验室，上海 200092

亚北极鄂霍次克海在复杂的“海-陆-气-冰”相互作用下，形成了独特的海洋环境，并以高生产力、季节性海冰覆盖以及作为北太平洋中层水（North Pacific Intermediate Water，NPIW）的主要源区[1]、唯一的通风（ventilation）区[2-3]为特征，也是全球重要的碳汇之一[4-7]。此外，鄂霍次克海对近期气候变化的响应十分迅速[8]。因此，研究晚第四纪鄂霍次克海古环境变化及其影响因素对于理解亚极地海洋对气候变化的响应具有重要意义。

尽管鄂霍次克海古海洋学研究具有重要意义，但20世纪该海域的古海洋学研究很少，主要原因是除前苏联外其他国家的科学家无法进入[9]。此外，鄂霍次克海大部分海区碳酸盐溶跃面较浅，有孔虫等钙质微体化石在沉积物中保存状况较差，导致在当时的分析技术条件下难以建立可靠的年龄框架，影响了该海域的古海洋学研究[10]。21世纪以来，对该海域的古海洋学研究成为热点，并取得了较大进展[2-3,11-17]。例如，120 ka以来鄂霍次克海西南部的海冰均为季节性海冰[12]，100 ka以来鄂霍次克海海冰发生了13次扩张事件（Okhotsk Sea Sea-ice Expansion，OSIE）[18]，堪察加半岛上的冰川在MIS 6晚期被大量排泄入鄂霍次克海东部[19]。鄂霍次克海古生产力的变化也在不同时间尺度上被研究。Nürnberg和Tiedemann[20]基于鄂霍次克海中部的沉积记录重建了1.1 Ma以来陆源物质通量、海洋生产力和海冰覆盖率的变化，这些变化与冰期/间冰期的变化密切耦合；沉积记录与中国黄土粒度记录（CHILOPARTS）的对应关系表明，鄂霍次克海和东南亚的环境变化都与西伯利亚高压密切相关，在冰期时，西伯利亚高压强烈，海冰覆盖范围扩大；在间冰期时，类似于现在的夏季，东南季风盛行，蒙古热低压明显，夏威夷高压较强。Iwasaki等[21]发现500 ka以来，鄂霍次克海中部有机碳含量在MIS 13、11、9、5和1等间冰期较高，而MIS 7和3则没有出现明显增加；浮游植物群落的演变对鄂霍次克海对大气CO 2的吸收起重要作用。Seki等[22]通过TEX86重建了鄂霍次克海中部160 ka以来的夏季海表温度，显示冰消期时夏季海表温度迅速上升，认为冰消期时黑龙江径流（夏季时约25 ℃）输入导致分层加剧、颗石藻生产力增加。Seki等[10]发现，30 ka以来，不同时期海冰的进退影响了鄂霍次克海的初级生产力高低以及主要植物群落类型，末次冰消期浮游植物群落以颗石藻为主，晚全新世时演化为以硅藻为主。Gorbarenko等[23]研究了鄂霍次克海东南部沉积物岩芯中的底栖有孔虫组合的变化，发现全球冰融水事件1A（约14 ka）和1B（约11 ka）时，鄂霍次克海生产力激增，有机质通量高；新仙女木事件导致生产力下降，对底栖有孔虫群落造成影响；随后的变暖引发了硅藻的勃发、蛋白石的积累和水体溶解氧的缺乏，导致在5.26～4.4 ka期间，底栖有孔虫群落发生重大变化。Otsuki等[7]在鄂霍次克海西南部进行了为期1年的现代海洋学观测，证实了宗谷暖流变冷后携带着大气中的CO2下沉混入鄂霍次克海中层水团。然而，关于黑龙江径流、宗谷暖流、太平洋深层水（Pacific Deep Water，PDW）对鄂霍次克海海洋古环境的影响研究较少。

本文研究的沉积物岩芯ARC2-T00是中国第二次北极考察在鄂霍次克海南部采取的，水深为975 m（图1），位于现代鄂霍次克海中层水（Okhotsk Sea Intermediate Water，OSIW）下部且接近现代OSIW与PDW分界面，该界面即鄂霍次克海的碳酸盐溶跃面[20]，对于强腐蚀性的PDW侵入十分敏感，同时也处于宗谷暖流的影响区域。因此，本文试图通过该岩芯的底栖有孔虫氧碳同位素、生源组分、陆源组分的分析，探究PDW侵入历史以及宗谷暖流在鄂霍次克海晚第四纪古环境演化中的作用，并证实地质历史时期海冰形成与鄂霍次克海中层水生成的关联性。

1 区域海洋环境概况

1.1 鄂霍次克海表层洋流

鄂霍次克海表层洋流主要为逆时针方向流动，中部为鄂霍次克涡流（OG）[31]（图1a）。亲潮主要通过水深1400～1900m的克鲁森斯滕海峡（Kruzenshtern Strait）进入鄂霍次克海，沿岸则主要有西堪察加流（WKC）、北鄂霍次克流（NOC）、东萨哈林流（ESC）等[32]。鄂霍次克海表层洋流通过布索尔海峡（Bussol strait）流入北太平洋[33-34]。

黑潮在日本海的分支——对马暖流在进入日本海东北部海域后，分为两支，一支向东通过水深55 m的宗谷海峡进入西南鄂霍次克海，冷却后下沉为中层水，被称为宗谷暖流前伸体（FSCW）[35]，FSCW的盐度为33.7～33.9 psu。另一支向北通过水深仅15 m的鞑靼海峡进入鄂霍次克海西北大陆架区。当海平面降低15 m时，对马暖流的北支无法进入鄂霍次克海，对于黑龙江淡水的顶托作用消失，黑龙江江水部分注入日本海，可能是其表层水盐度降低的因素之一[36]。过去1.5 Ma以来，由于构造运动使得日本海与鄂霍次克海之间的联系减弱，当冰期海平面低于55 m时，宗谷暖流无法进入鄂霍次克海[37]。

1.2 鄂霍次克海海冰形成与中深层洋流

图1 鄂霍次克海ARC2-T00[2]、OS03-1[24]、LV28-41-4、LV28-42-4及LV28-44-3[19]、HS09、HS13[25]、MD01-2 414[26]位置图以及鄂霍次克海洋流[16]、海冰分布范围[19]（a）与鄂霍次克海150°E断面及49.5°N断面1955—2010年海水年平均温度[27]、盐度[28]、溶解氧[29]剖面图（b）其中，HS09、HS13为海水采样，其余为沉积物岩芯取样；黑色实线为现代1月份海冰界线，黑色虚线为现代3月份海冰最大覆盖范围的界线；浅蓝色为黑龙江淡水输入；蓝色、红色路径为表层洋流，蓝色为寒流，红色为暖流，灰色为中层洋流。ESC：东萨哈林流，NOC：北鄂霍次克流，WKC：西堪察加流，CKC：堪察加补偿流，SC：宗谷暖流，FSCW：宗谷暖流前伸体，OC：亲潮，DSW：高密度陆架水，WSAW: 西部亚北极水，OSIW：鄂霍次克海中层水，OG：鄂霍次克涡流。A—A’：150°E断面；B—B’：49.5°N断面。本图采用Ocean Data View 5.3.0版本绘制[30]。Fig.1 Location of Core ARC2-T00[2],OS03-1[24],LV28-41-4、LV28-42-4 & LV28-44-3[19],HS09 & HS13[25],MD01-2 414[26]，ocean currents[16],sea ice coverage[19]in Okhotsk Sea（a） and annual average temperature[27],salinity[28]and dissolved oxygen[29]of sea water of section 150°E and section 49.5°N of Okhotsk Sea（b）HS09,HS13 are hydrocast stations,others are sediment cores.Black line shows modern sea ice boundary in January.Black dotted line shows modern sea ice boundary maximum in March.Light blue lines are fresh water input from Amur River.Red and blue lines represent surface currents.Red lines are warm currents,while blue lines are cold currents.Grey lines are intermediate currents.ESC: East Sakhalin Current,NOC: North Okhotsk Current,WKC: West Kamchatka Current,CKC: Compensation Kamchatka Current,SC: Soya Current,FSCW: the Forerunner of Soya Warm Current Water,OC: Oyashio Current,DSW: Dense shelf Water,WSAW: Western Subarctic Water,OSIW: Okhotsk Sea Intermediate Water,OG: Okhotsk Gyre.A-A': section 150°E,B-B': section 49.5°N drawn with Ocean Data View 5.3.0[30]

鄂霍次克海与同纬度其他海域的显著区别是存在季节性海冰，冬季西伯利亚寒流造成其北部及西北部0～100m水深的陆架海水大量结冰，并且在西北风的控制下，已形成的海冰向东南方向移动，新的海冰不断在陆架海域的冰间湖形成。海冰形成过程中的盐析作用导致高盐度海水（即卤水）下沉形成密度较大的陆架水（DSW）[38]。陆架水与相对温暖的西部亚北极水（Western Subarctic Water，WSAW）以及温暖（3～5 ℃）、高盐（33.7～33.9 psu）的FSCW（26.75～27.0 σθ）在等密度面上按1∶1∶0.1比例进行混合[35]，在鄂霍次克海200～1000m水深形成OSIW，OSIW流出布索尔海峡（Bussol strait）形成NPIW[11]。因此，鄂霍次克海是现代NPIW的重要来源之一[3,33,39]。OSIW分为深度在200～500m的uOSIW（upper Okhotsk Sea Intermediate Water）和深度在500～1000m的lOSIW（lower Okhotsk Sea Intermediate Water）。uOSIW（26.8～27.0 σθ）以温度低、盐度高、溶解氧浓度高为特征，温度为1～1.5 ℃，盐度为33.4～33.6 psu，溶解氧浓度可达5 mL/L（约223 μmol/kg）（图1b）；lOSIW（27.0～27.4 σθ）温度、盐度较uOSIW高，分别为1.5～2℃、33.6～34.3 psu，溶解氧较uOSIW低（图1b）[34,40]。在lOSIW之下，是老的、富含二氧化碳的、易溶解碳酸钙的PDW，主要通过克鲁森斯滕海峡（水深1764m）侵入鄂霍次克海[20]。

1.3 黑龙江河流输入

黑龙江是世界十大河流之一，显著地影响鄂霍次克海海冰的形成与生物生产力[41]，黑龙江输入的淡水通过表层洋流——东萨哈林流进一步向南运输，使鄂霍次克海0～150m的表层水相较于白令海更淡且更稳定，导致鄂霍次克海海冰分布范围可以达到85%[42]。

2 材料与方法

2.1 材料来源

本文研究的样品是来自中国第二次北极科学考察在鄂霍次克海南部科学院海隆采取的重力岩 芯ARC2-T00，该 站 位 的 位 置 为49°29.85′N、150°00.60′E，水深975 m（图1，表1）。该岩芯长度为4.24m，取样间隔2cm，共采取212个样品。该岩芯沉积物主要为粉砂质泥，顶部0～2cm为浮泥，沉积物无结构，无构造，由顶部向下逐渐变硬[43]。

表1 本文中ARC2-T00岩芯和其他岩芯信息Table 1 Information about ARC2-T00 and other mentioned cores in Okhotsk Sea

2.2 研究方法

本文对ARC2-T00岩芯沉积物所做的分析包括：粗组分含量分析与堆积速率计算、坠石（＞2000 μm）统计、粒度端元模拟分析、有孔虫丰度统计、底栖有孔虫Uvigerinaspp.稳定氧碳同位素测定与底部水团盐度计算及碳酸钙含量测定，所有实验分析均在同济大学海洋地质国家重点实验室完成。基于底栖有孔虫Uvigerinaspp.稳定氧同位素数据建立的新的年龄模式，本文对孙烨忱等[2]的放射虫冷水种Cycladophora davisiana含量、蛋白石（Opal）含量、有机碳（TOC）含量、碳氮比（TOC/TN，简记为C/N）、粒度等数据进行了再分析。

（1）粗组分含量分析：取5～10 g烘干样品用水浸泡，直至松散为止，然后倒入250目0.063 mm孔径筛子冲筛样品，再收集和烘干冲筛后的屑样。将烘干后的屑样用画笔扫入从上至下依次为70目0.25 mm孔径筛子、100目0.154mm孔径筛子以及托盒的组合筛样器中，分别得出63～154、154～250以及＞250 μm的粗组分质量。

IRD（125～500 μm）堆积速率（ARIRD）计算：在Nürnberg等[19]的研究中，IRD堆积速率用IRD（125～500 μm）堆积速率ARIRD表示，单位为g·cm−2·ka−1，公式如下：

其中，ARbulk为总堆积速率，wt.%IRD为去除生源组分后的125～500 μm的质量百分比。

其中，LSR为年龄模式确定后计算得出的线性沉积速率，Dbulk为干样密度[45]。

本文研究中，经筛样得到的粗组分中未除去生源组分，且筛样粒径与Nürnberg等人[19]的研究中的筛样粒径不相同，为方便与其进行对比，以粒度分析得到的125～500 μm部分的体积百分比vol.%IRD代替wt.%IRD，公式如下：

（2）坠石统计：将粗组分含量分析得到的＞250 μm的屑样过2 mm孔径筛子后，计算留在筛网上的冰筏碎屑（IRD）的个数。

（3）粒度端元模拟分析（End-Member Modeling Algorithm,EMMA）：将激光粒度仪测出的粒度数据进行端元模拟分析，按照Weltje等[46]的流程，使用Seidel和Hlawitschka[47]的基于R语言的程序，将ARC2-T00的粒度数据进行端元模拟分析。端元模拟分析是一种反演算法，旨在构建物理（线性）混合模型，该模型将输入数据表示为数量有限的具有实际组成意义的端元的混合物[46]。事实证明，它是分析不同搬运动力的混合沉积物的粒度分布的强大工具[48]。计算1～5个端元的情况，根据决定系数r2平均值选出合适的端元数目。不同端元可能代表不同沉积物搬运机制以及这些不同机制所影响的沉积物粒度特征[49-51]。将得到的端元体积百分比vol.%Emi（i为1，2···各端元）带入公式（4），计算得出各端元的堆积速率AREmi，公式如下[19]：

（4）有孔虫丰度统计：在光学显微镜下分别对＞250 μm以及154～250 μm的样品中的底栖有孔虫和浮游有孔虫进行计数，之后分别将底栖有孔虫和浮游有孔虫个数相加后除以该样品总重量，得出该样品的底栖有孔虫和浮游有孔虫丰度，单位为枚/g。

（5）底栖有孔虫Uvigerinaspp.稳定氧碳同位素测定：从大于250 μm的样品中挑出Uvigerinaspp.壳体5～10枚（由于Uvigerinaspp.个体较大，部分层位Uvigerinaspp.数量不足5个亦可满足测试量要求），将处理好的Uvigerinaspp.壳体用Finnigan MAT 252型稳定同位素质谱仪测定氧碳同位素的比值，与国际Pee Dee Belemnite（PDB）标准的比较是通过国际标样NBS19实现的，δ18O和δ13C的测试误差分别是±0.07‰和±0.04‰[52]。

（6）底部水团盐度计算：根据公式（5）—（7）计算得到底部水团的盐度：

其中，T为底部水团温度，δ18OC为钙质壳体底栖有孔虫氧同位素值，δ18OW为水体氧同位素值，均为VPDB，计算得出δ18OW（VPDB）[53]；再根据鄂霍次克海南部全水柱水样P01W-13、HS13、P01W-9和HS09建立的适用于该区域的回归方程[25]，即可得出底层海水盐度S：

其中，δ18Ow（VPDB）与δ18OW（vsmow）的换算公式[54]为：

（7）碳酸钙（CaCO3）含量测定：先用天平称取0.3 g左右样品，用研钵充分研磨后装入样品袋中。实验时称取0.1 g左右样品，将其与稀盐酸反应，样品中的CaCO3和稀盐酸反应释放出二氧化碳。温度一定的情况下，如果在体积一定的密闭容器中，气压将和生成的气体数量成正比，通过测量气压可以换算样品中CaCO3的含量，除以样品总量即可获得CaCO3百分含量。

（8）粒度分选系数σ1计算：粒度分布的分选系数σ1计算公式根据Folk和Ward[55]：

其中， ϕ84、 ϕ16、 ϕ95和 ϕ5分别代表在粒度筛上累积曲线上，颗粒含量为84%、16%、95%和5%处所对应的 ϕ值粒径。

3 结果

3.1 地层年代框架

通过ARC2-T00岩芯的Uvigerinaspp.-δ18O与邻近站位OS03-1岩芯的Uvigerinaspp.-δ18O[24]及标准深海氧同位素曲线LR04-δ18O[56]的对比，确定其年龄控制点，进而建立其年龄模式。左侧坐标轴为LR04-δ18O标准年龄以及OS03-1岩芯的年龄，右侧坐标轴为ARC2-T00岩芯深度（图2a），其中的深海氧同位素亚阶划分是根据Railsback等[57]的方案。本文中ARC2-T00岩芯所有的数据经过三点平滑处理。

根据图2a中ARC2-T00与OS03-1岩芯和LR04氧同位素记录的对比，确定了ARC2-T00岩芯11个年龄控制点，如表2所示。MIS 2重值时、MIS 2/3界线、MIS 3/4界线、MIS 4/5界线、MIS 5a/5b界线、MIS 5b/5c界线、MIS 5c/5d界线、MIS 5d/5e界线、MIS 5/6界线、MIS 6b/6e界线、MIS 6e重值时分别位于该岩芯深度7、41、151、171、195、207、229、287、309、373和421cm处，对应的年龄见表2。再通过线性内插法将该岩芯深度转换成年龄，得到该岩芯的地层年代框架。其中，岩芯顶部年龄为16.1 ka，为MIS 2晚期，MIS 1缺失，底部年龄可达187.4 ka，为MIS 6早期，岩芯深度-年龄模式和沉积速率如图2b所示。本文的地层年代框架建立在与OS03-1岩芯和LR04氧同位素记录的对比之上，较孙烨忱等[2]的年龄模式更为可靠。

图2 鄂霍次克海ARC2-T00岩芯底栖有孔虫δ18O与LR04-δ18O标准曲线[56]和OS03-1岩芯底栖有孔虫δ18O曲线[24]的对比（a），根据底栖有孔虫δ18O对比选取的11个年龄控制点建立ARC2-T00岩芯的深度-年龄模式及该岩芯的沉积速率（b）沉积速率以浅灰色阴影表示，虚线代表按照沉积速率线性外推的年龄。Fig.2 Stratigraphic assignments of core ARC2-T00 in Okhotsk Sea,correlated with global benthic LR04-δ18O stacks[56]and core OS03-1 δ18O records[24]（a），the depth-age model of ARC2-T00,based on 11 age control-points by correlation,and the sedimentation rate（b）Sedimentation rates are represented by the shaded area.Dash black line extrapolated with the last two age control-points.

表2 鄂霍次克海南部ARC2-T00岩芯年龄控制点Table 2 Age control points of core ARC2-T00 in southern Okhotsk Sea

3.2 底栖有孔虫氧碳同位素变化特征

该岩芯中Uvigerinaspp.- δ18O的变化范围为3.27‰～4.79‰，平均值为4.08‰，最重值出现在MIS 4的61.5 ka，最轻值出现在MIS 5e的123.4 ka。MIS 6，Uvigerinaspp.- δ18O逐渐变重，MIS 6末期—MIS 5e快速变轻至最轻值。MIS 5e—MIS 4中期，Uvigerinaspp.- δ18O波动变轻至极重值。MIS 4末期—MIS 3早期，Uvigerinaspp.- δ18O呈变轻趋势，MIS 3中期变重，MIS 3末期—MIS 2偏轻后逐渐偏重（图3）。

Uvigerinaspp.- δ13C的 变 化 范 围 为−1.40‰～−0.39‰，平均值为0.76‰，最重值出现在MIS 4的61.5 ka，最轻值出现在MIS 5a的84.0 ka，除MIS 3中后期与MIS 5d外，整体变化趋势与Uvigerinaspp.-δ18O相同（图3）。

3.3 生源组分变化特征

浮游及底栖有孔虫数量均很少（图3）。其中，浮游有孔虫丰度在MIS 6期丰度较低，均在30枚/g以下，在MIS 5e达到最大值3789枚/g，MIS 4末期和MIS 2末期有明显增加，在其余时段均为零或几乎为零；通过对MIS 5e、MIS 4末期样品镜下观察发现，浮游有孔虫破碎壳多。底栖有孔虫丰度在MIS 6期有3个增加的时期，早期达到最高值为70枚/g，中期在35枚/g以下，晚期在40枚/g左右；在MIS 5/6减少至几乎为零，在MIS 5e逐渐增加后减少；在MIS 5d/5e减少至零后，MIS 5d均为零；在MIS 5c逐渐增加，至MIS 5b/5c达19枚/g；MIS 5b逐渐减少，MIS 5a—MIS 4早期先增加后逐渐减少，MIS 4晚期增加；MIS 3几乎为零，MIS 2晚期稍有增加。

CaCO3含量变化范围为0～22.6%，平均值为0.65%（图3）。MIS 6处于较低水平，CaCO3含量均在2.5%以 下；MIS 5e，CaCO3含 量 达 到 最 高值22.6%；除了MIS 4/3，CaCO3略增加至2.1%，其他时间段CaCO3含量均为零。

蛋白石（Opal）含量变化范围为1.6%～5.1%，平均值为2.5%[2]（图3）。MIS 6，Opal含量在2.0%左右波动；MIS 5e达到最高值5.1%，之后Opal含量波动下降至MIS 5c；MIS 5c—MIS 5a,Opal含量在2.1%上下波动；MIS 4—MIS 3中期Opal含量呈阶梯状上升，在3%以上，MIS 3晚期含量逐渐下降；MIS 2，Opal含量在2.3%上下波动。

图3 鄂霍次克海南部ARC2-T00岩芯底栖有孔虫Uvigerina spp.- δ18O和- δ13C及生源组分含量变化其中的蛋白石百分含量、碳酸钙百分含量、总有机碳百分含量、C/N值、放射虫冷水种Cycladophora davisiana百分含量引自参考文献[2]；一般认为C/N在8～12为混合源[58]；为满足对数函数对于底数值非零的要求，作图时浮游有孔虫丰度+1；图中斜虚线代表MIS 3中后期与MIS 5d，为浮游、底栖有孔虫丰度均为零或几乎为零的时期。Fig.3 Benthic foraminifera Uvigerina spp.- δ18O & - δ13C curves and variations of biogenic fraction contents of Core ARC2-T00 in southern Okhotsk SeaOpal content，carbonate（CaCO3）content，total organic carbon（TOC）content，C/N，content of Cycladophora davisiana,the cold water radiolarian data from ref.[2]；C/N values between 8 and 12 considered as mix-derived[58]；For ensuring base numbers of logarithm function are not 0,pelagic and benthic foraminifera abundance +1; oblique dashed lines represent mid-late MIS 3 and MIS 5d,when the abundances of planktonic and benthic foraminifera were 0 or nearly 0.

TOC含量变化范围为0.3%～0.9%，平均值为0.5%[2]，最高值出现在MIS 5d早期（图3）。MIS 6早期，TOC含量迅速上升后逐渐下降，MIS 6晚期在0.4%上下波动；MIS 5e显著增加，之后迅速下降，MIS 5d早期迅速上升至最高值0.9%；MIS 5c—MIS 4，TOC含量在0.5%上下波动；MIS 3早期，TOC含量迅速上升，MIS 3晚期—MIS 2，TOC含量迅速下降后缓慢上升。

C/N值变化范围为7.3～12.9，平均值为8.5[2]，最高值出现在MIS 5d早期（图3）。MIS 6早期C/N值逐渐下降，晚期在8上下波动；MIS 6/5出现高值9.2后迅速下降至8上下波动，MIS 5d早期迅速上升至最高值12.9后下降；MIS 5a—MIS 3早期C/N值波动上升；MIS 3晚期C/N值在8上下波动；MIS 2 C/N值逐渐上升。

放射虫C.davisiana丰度变化范围为0～22.4%，平均值为8.0%[2]（图3）。MIS 6早—中期该种丰度呈波动上升趋势，MIS 6晚期迅速下降；MIS 5e该种丰度迅速上升，在MIS 5d达到高值后快速下降至MIS 5b，从MIS 5a—MIS 4，该种丰度呈上升趋势；MIS 3早期该种丰度较低，MIS 3中期—MIS 2，其丰度迅速上升后逐渐下降。

3.4 陆源组分变化特征

3.4.1 粒度组成的变化特征

该岩芯粒度组成中3种不同粒级的颗粒，黏土（0～4 μm）、粉砂（4～63 μm）以及砂（＞63 μm）含量变化范围分别为4.5%～34.5%、43.2%～73.8%、6.7%～39.2%，其平均值分别为24.2%、60.7%、15.1%，沉积物主要由黏土质粉砂组成[2]（图4）。MIS 6早期，砂含量在15.0%上下波动，MIS 6晚期砂含量有2个增加的时期，MIS 5e—MIS 3早期砂含量在12.5%上下波动；MIS 3中期砂含量达到最高值39.1%，MIS 3后期—MIS 2砂含量逐渐下降。MIS 6—MIS 5b/c粉砂的百分含量波动上升至73.8%，MIS 5b/c—MIS 5a粉砂含量逐渐下降，MIS 4—MIS 2粉砂含量在61.8%上下波动。MIS 6—MIS 5d/e黏土的百分含量逐渐下降至17.9%；MIS 5d黏土含量逐渐增加，MIS 5c黏土含量逐渐下降，MIS 5b黏土含量逐渐增加，MIS 5a黏土含量在28.7%上下波动；MIS 4黏土含量下降至16.0%后逐渐增加，MIS 3/4达到32.9%；MIS 3黏土含量下降至4.5%后逐渐增加；MIS 2黏土含量先增加后下降。该岩芯平均粒径的变化范围为19.9～78.6 μm，平均值为32.6 μm，在MIS 6晚期出现最高值78.6 μm。根据Folk和Ward[55]对沉积物分选程度的划分标准，ARC2-T00岩芯沉积物分选系数σ1变化范围为1.4～2.6，大多数层位的分选系数＞2，分选很差，只在MIS 6/5、MIS 5d、MIS 5c—MIS 5b、MIS 3中期、MIS 3/2等时期＜2，分选差（图4）。

图4 鄂霍次克海南部ARC2-T00粗组分含量、坠石个数和粒度组分含量变化根据粒度分析结果得出的平均粒径及黏土（0～4 μm）、粉砂（4～63 μm）、砂（＞63 μm）的百分含量引自参考文献[2]。Fig.4 Coarse fraction contents,drop stone counts and grain size variations of Core ARC2-T00 in southern Okhotsk SeaMean grain size,clay（0～4 μm）content，silt（4～63 μm）content，sand（＞63 μm）content，according to grain size analysis from reference [2].

3.4.2 粗组分和坠石的变化特征

ARC2-T00岩芯粗组分（＞250 μm）变化范围为0.4%～24.5%，平均值为4.6%（图4）。MIS 6早期粗组分（＞250 μm）百分含量较高，达到19.5%后下降，中期逐渐上升至高值10.0%，晚期波动下降；MIS 5e迅速增加后下降，MIS 5d/e迅速增加至最高值24.5%，MIS 5d—MIS 5c粗组分（＞250 μm）含量波动下降，MIS 5b/c略有增加，MIS 5b逐渐下降；MIS 5a迅速上升后波动下降；MIS 4早期粗组分（＞250 μm）含量继续下降后迅速上升，MIS 4晚期下降；MIS 3—MIS 2粗组分含量（＞250 μm）在2.2%上下波动。ARC2-T00岩芯粗组分（＞63 μm）变化范围为9.0%～47.6%，平均值为23.0%（图4），与粗组分（＞250 μm）同步变化，高值出现的时间一致，但高值的变化幅度及最高值出现的时间存在差异。由于该岩芯CaCO3含量、有孔虫丰度等钙质生产力指标显示除MIS 5e以及MIS 6早期外，其余时间钙质生产力可以忽略不计，而蛋白石含量最高为5.1%，因此，生源组分所占比例较小。总体而言，结合粒度分析的结果，除MIS 5e具有较高的CaCO3含量与较多有孔虫壳体之外，其余时段的粗组分（＞250 μm）与粗组分（＞63 μm）含量可以认为是IRD。

3.4.3 粒度的端元模拟分析结果

该岩芯的沉积物粒度总体频率分布如图5a所示，最大值分布曲线上在14.3、43.7和92.1 μm处有3个高值，其两侧有两个不明显的转折；平均值分布曲线上仅在14.3 μm处存在1个高值；最小值分布曲线上，15.7～27.4 μm为较高的区间。

为确定沉积物粒度的影响因素，我们对粒度数据集进行了端元模拟分析。图5b显示了端元数为2～5时，决定系数r2随粒径的变化。图5c显示了对于具有1～5个端元沉积物粒度样本的平均决定系数。当端元数量增加时，各粒径的平均决定系数增加（图5c）。单个端元模型=0.77，过小，且单端元模型不符合鄂霍次克海复杂的海洋环境，两端元模型=0.88，三端元模型= 0.95；四端元模型=0.98。在取三端元时，的斜率出现明显变化。因此，三端元模型在端元数量和对数据的解释程度之间达到了最佳折衷，采用三端元粒径分布模型，分别得到三个端元EM1、EM2、EM3，其粒径峰态中值分别为4、14和53 μm，EM1为黏土—细粉砂，EM2为细粉砂—中粉砂，EM3分布范围较广，主要为粗粉砂—砂（图5d、表3）。

图5 鄂霍次克海南部ARC2-T00粒度的端元分析结果a.总体粒度频率分布曲线，b.不同端元数目的各粒级决定系数，c.平均决定系数，d.三端元粒度频率分布。Fig.5 End member modeling analysis results of the grain size distribution from Core ARC2-T00 in southern Okhotsk Seaa.Total grain size frequencies,b.Determination coefficients of grain size fractions of different end member numbers,c.Average of determination coefficients,d.Frequencies of three end-members.

表3 鄂霍次克海南部ARC2-T00岩芯粒度端元分析的各端元主要数据Table 3 Key statistics of the grain-size distributions of EMMAderived end-members of ARC2-T00 in southern Okhotsk Sea

EM1含量为0～81.5%，平均值为46.8%，EM2含量为0～81.1%，平均值为32.6%，EM3含量为0～95.4%，平均值为20.6%。这3个端元分别与3种不同粒级的颗粒，黏土（0～4 μm）、粉砂（4～63 μm）以及砂（＞63 μm）变化趋势一致（图6）。

4 讨论

4.1 粒度端元分析结果的搬运机制判别

鄂霍次克海沉积物组成有黑龙江等河流输入物质、海岸基底被波浪侵蚀后经海冰搬运的物质，以及堪察加半岛—千岛群岛—北海道岛火山弧喷发的火山沉积物[59]。此外，虽然在亚北极北太平洋45°N以南、165°E以西的海域，由于处在西风急流的主要路径上，风尘的沉积通量高达约2～4 g·m−2·a−1，但在亚北极北太平洋的其他海域，沉积通量也达到了1～2 g·m−2·a−1[60]，因而风尘沉积也应是鄂霍次克海沉积物的来源之一。ARC2-T00位于科学院海隆，根据王昆山等[61]对于该海隆岩芯OS03-1的重矿物组成的研究，通过岩心中片状矿物和黏土含量低（平均为14%）的特点，判断本区很少接受河流沉积，并认为岩芯沉积物主要为冰筏碎屑沉积。

Serno等[60]对亚北极北太平洋的表层沉积物样品进行了粒度分析，获得了3个端元SEM1、SEM2和SEM3（Serno等人的端元名称前均加S以便于区分），峰态中值分别为4、20和45 μm，分别解释为风尘沉积、半深海或河流沉积、IRD沉积。Wang等[62]进一步将SEM2半深海沉积的搬运机制解释为亚北极海域的逆时针环流系统。本文中EM1的峰态中值为4 μm，与SEM1完全一致（图6、表3）。鄂霍次克海中部与Serno等[60]的研究区域纬度一致，均受西风急流北缘的影响，且在远离塔克拉玛干、巴丹吉林、腾格里沙漠等源区的区域，东亚风尘的粒度分布不随距离远近而变化，呈现一致性[63]，所以我们认为EM1为风尘沉积，物质来源为亚洲中部的戈壁沙漠。

图6 鄂霍次克海南部ARC2-T00粒度组成及各端元组分含量变化特征图中虚线表示各组分平均值。Fig.6 Relative abundances of three end-members and grain size composition of Core ARC2-T00 in southern Okhotsk SeaDash lines in each figure show the average values.

本文中EM2的峰态中值为14 μm（图6、表3），与SEM2峰态中值20 μm接近，但小于SEM2，可能是由于鄂霍次克海洋流，尤其是逆时针环流的强度不及亚北极北太平洋，运输的物质相较而言要细一些。黑龙江输入的淡水主要通过东萨哈林流向南扩散至北海道以北[64]，其输入的碎屑物质新生代以来主要分布在河口、萨哈林岛北缘及东缘[65]，即使在冰期也无法直接输送到本站位所在的鄂霍次克海南部区域，但可能先沉积在西北大陆架后[66]，通过海冰或者DSW输送到鄂霍次克海南部。综上，我们认为EM2为以洋流为搬运动力的半深海沉积，物质来源为洋流流经的大陆架区域的物质，其中可能混有黑龙江河流沉积再搬运的物质，这些物质因经历过再搬运的过程，片状矿物含量降低[61]。

本文中EM3（图6）是端元模拟分析中最粗的端元，峰态中值为53 μm（表3），与SEM3峰态中值45 μm接近。鄂霍次克海IRD主要由季节性海冰带来，冰山携带的IRD仅出现在MIS 6、第二冰消期（Termination Ⅱ）以及MIS 3部分时段。在这些时段，堪察加半岛上的冰川发生崩解事件，冰川携带IRD进入堪察加半岛西侧近岸海域，但对于离堪察加半岛较远的鄂霍次克海南部和西部影响很小[19]，冰川携带的IRD几乎可以忽略。综上，我们认为EM3为以海冰为搬运动力的冰筏碎屑沉积，物质来源主要为西北大陆架的物质。

4.2 冰海沉积作用的变化历史

粒度端元分析所得到的三个端元指示了西风、洋流与海冰三种沉积动力，图7a显示了MIS 6期以来风尘沉积、洋流沉积、海冰沉积的堆积速率的变化；图7b进一步显示了MIS 6期以来以海冰为主要搬运动力的IRD的堆积速率的变化；其中，存在两次明显的海冰沉积中心带的转移，转移模式如图7c、d所示。

MIS 6早期，鄂霍次克海南部风尘、洋流搬运和海冰搬运的沉积物都较少。至MIS 6晚期，随着气候逐渐转冷，风尘堆积速率明显增加，洋流搬运逐渐增高。季节性海冰分布范围不断向东南方向拓展，鄂霍次克海中部的IRD沉积中心发生了从西向东的转移，由MIS 6早期位于西侧转移至MIS 6晚期位于东侧[19]。在东西向断面上，Nürnberg等[19]的ARIRD研究记录了季节性海冰沉积中心自西向东的转移过程，ARC2-T00岩芯中的IRD堆积速率也记录了该次转移（图7b）。在MIS 6晚期的海冰沉积中心转移过程中，沉积物以海冰沉积为主，风尘沉积为辅。需要注意的是，本文根据公式（1）、（3）计算得到ARC2-T00岩芯的ARIRD，并与Nürnberg等[19]在东西向断面上3个岩芯的ARIRD对比后，认为沉积中心在空间上应呈现带状分布，因而从MIS 6早期至MIS 6晚期，季节性海冰沉积中心带出现了由西北至东南方向的转移（图7c、d）。

图7 鄂霍次克海南部ARC2-T00岩芯3个沉积物粒度端元堆积速率的变化与ODP882风尘堆积速率[44]、LR04-δ18O标准曲线[56]的对比（a），冰筏碎屑堆积速率变化与LV28-41-4、LV28-42-4、LV28-44-3[19]的对比（b）、季节性海冰沉积中心带的西北—东南向转移（c、d）Fig.7 Comparison of AREMi of ARC2-T00、ARdust of ODP882[44]& global benthic LR04-δ18O stacks[56]（a）， Comparison of ARIRD of ARC2-T00、LV28-41-4、LV28-42-4 & LV28-44-3[19]（b）、shift of seasonal sea ice deposition belt（c、d）

在MIS 5e，风尘、洋流、海冰等陆源沉积的堆积速率均较低（图7a），沉积物以生源组分为主（图3），推测季节性海冰覆盖范围向西北方向快速退缩，因而在沉积记录中没有记录季节性海冰沉积中心带由东南至西北方向的退缩过程。随着温暖的MIS 5e的结束，进入变冷的MIS 5d，风尘、洋流、海冰的堆积速率迅速增加，并且ARC2-T00岩芯的ARIRD远高于东西向断面上3个岩芯的ARIRD，具体原因有待研究。从MIS 5c至MIS 5a，风尘、洋流、海冰等陆源沉积的堆积速率均较低，与Nürnberg等[19]的3个岩芯的ARIRD研究结果一致。与北太平洋ODP882站位风尘沉积不同的是，ARC2-T00岩芯的风尘堆积速率在MIS 5d和MIS 4/3增加，而前者在MIS 5e/MIS 5d和MIS 5a/MIS 4增加[60]，可能是由于两者的年龄模式差异造成的，有待进一步查明。

MIS 4晚期—MIS 3晚期，ARC2-T00岩芯的ARIRD与Nürnberg等[19]的3个岩芯的ARIRD对比显示，季节性海冰沉积中心带再次出现了一次由西北至东南方向的转移（图7c、d）。ARC2-T00岩芯的风尘沉积在MIS 3早期和晚期增加，海冰及洋流沉积在MIS 3中期和晚期增加。值得注意的是，在MIS 6晚期及MIS 3中期，即季节性海冰沉积中心带转移过程中，经过ARC2-T00位置时，ARC2-T00岩芯风尘堆积速率出现低值，与全球氧同位素曲线LR04的变化不再同步。在这两个时期AREM1风尘较低，而AREM3海冰较高，指示季节性海冰沉积中心带对风尘堆积的压制，导致该现象的机制需要进一步的研究。进入MIS 2，ARC2-T00岩芯的风尘沉积与亚北极北太平洋ODP882站位的风尘沉积[60]同时增加，反映均受西风急流北缘的影响，风尘物质来源于亚洲中部的塔里木盆地与黄土高原[63]。两站位纬度几乎相同（均为50°N附近），沉积速率处于同一数量级，ARC2-T00站位沉积速率较高可能与距离风尘来源较近，接受西风沉积较多有关。

总体而言，MIS 6以来，ARC2-T00岩芯风尘堆积速率AREM1风尘在MIS 6、MIS 5d、MIS 3早期、MIS 3晚期及MIS 2等冰期较高，在MIS 5e、5c及5a等间冰期或间冰段较低，分别指示西风带在冰期增强，间冰期减弱。ARC2-T00岩芯海冰沉积堆积速率AREM3海冰及冰筏碎屑堆积速率ARIRD在MIS 5e、5c及5a等间冰期或间冰段较低，表明在间冰期海冰对鄂霍次克海南部的影响小；在MIS 6晚期、MIS 5d、MIS 3中期等冰期或冰段较高，而在MIS 6早期、MIS 5b、MIS 3早期、MIS 3晚期—MIS 2等冰期或冰段较低，表明了在冰期或冰段，海冰沉积受当时季节性海冰沉积中心带所处的位置的影响。ARC2-T00岩芯洋流沉积堆积速率AREM2洋流在冰期—间冰期尺度上未见明显的规律，可能与鄂霍次克海洋流系统的复杂性有关。

4.3 水团的变化历史

内生底栖有孔虫葡萄虫属Uvigerina的各个种主要生活在泥质沉积物的浅表层中[67]，受底部水团影响较大，由于ARC2-T00岩芯水深为975 m，本站位的Uvigerinaspp.-δ18O指示的底部水团即lOSIW的变化。相比浮游有孔虫氧同位素受表层水温盐影响而言，该海区在此深度的水温基本稳定在2.3 ℃[25]，即使考虑海平面升降的影响，底栖有孔虫氧同位素受海水温度影响很小，该岩芯底栖有孔虫Uvigerinaspp.的δ18O更多地反映了全球冰量变化，同时也含有底层水盐度的信息。本文利用公式（5）—（7）计算了该岩芯的lOSIW的盐度变化，变化范围为33.2～37.0 psu（图8）。底部水团性质的变化会影响生物碳酸盐的保存[68]，而在鄂霍次克海，PDW与lOSIW的界面（约1000m）被定义为鄂霍次克海的碳酸盐溶跃面[20]。在PDW的控制下，钙质生物壳体容易被溶解，难以保存在地层中。

在鄂霍次克海，C.davisiana主要生活在200～500m水深的uOSIW中[69]，其高丰度指示季节性海冰的海洋环境，在无海冰及常年冰覆盖的情况下其丰度均较低[70]，因而其相对丰度的高低可以指示季节性海冰和uOSIW的强弱[71-72]，而现代观测证实了鄂霍次克海海冰年生成量与uOSIW之间的高度正相关性[8]。MIS 6以来的绝大部分时期，ARC2-T00岩芯的C.davisiana相对丰度与指示海冰搬运的端元EM3几乎同步增加（图8），表明鄂霍次克海南部为季节性海冰覆盖的区域，uOSIW增强。

MIS 6期，全球气候逐渐变冷，海平面逐渐下降。在MIS 6早期，宗谷海峡关闭，FSCW消失。需要指出的是，MIS 6期以及MIS 3—2期，ARC2-T00的Uvigerinaspp.-δ18O与LR04-δ18O相比，偏轻反映了lOSIW盐度偏淡，是相对于同时期全球海洋底层水平均盐度而言的，是区域与全球比较的相对概念。MIS 6期，随着气候逐渐变冷，ARC2-T00岩芯的Uvigerinaspp.-δ18O与LR04-δ18O相 比，偏 轻了0.08‰～0.53‰，重建的lOSIW盐度逐渐增加，对应于海冰指标EM3（%）和C.davisiana（%）的逐渐增加，表明鄂霍次克海南部受海冰影响增大，uOSIW生成增强，可能与海冰形成析出的卤水下沉[38,73]和PDW的输入相关（图8）。

图8 海平面[76]、重建的ARC2-T00站位的lOSIW盐度、底栖有孔虫氧同位素[56]、C.davisiana、海冰指标EM3的变化Fig.8 Changes of sea level[76]，lOSIW salinity recovered from ARC2-T00，oxygen isotope of benthic foraminifera[56]，C.davisiana and sea ice proxy EM3

MIS 6/5，随着气候迅速变暖，海平面上升，宗谷海峡重新开放，MIS 5期ARC2-T00的Uvigerinaspp.-δ18O整体上与LR04-δ18O相差较小（图8）。重建的lOSIW盐度显示，MIS 5e、MIS 5c早期和MIS 5a早期的盐度比现代lOSIW盐度低，而现代FSCW的盐度（33.7～33.9 psu）高于uOSIW盐度（33.4～33.6 psu），位于lOSIW盐度（33.6～34.3 psu）区间内，FSCW盐度小于较深部lOSIW的盐度[34-35]，且FSCW对于OSIW的盐度等性质起到了重大的影响[74]。我们推测，MIS 5e、MIS 5c早期和MIS 5a早期的盐度比现代lOSIW盐度低可能与FSCW的输入有关[35]，而MIS 5d、MIS 5b和MIS 5a晚期的盐度比现代lOSIW高，可能与海冰形成析出的卤水下沉[38,73]和PDW的输入相关。MIS 5e晚期—MIS 5d，海冰指标EM3（%）和C.davisiana（%）增加，表明海冰影响增大，uOSIW生成增强；MIS 5d，CaCO3含量、浮游和底栖有孔虫丰度均几乎为零（图3），可能指示PDW的大量侵入；MIS 5c—MIS 5a，海冰指标EM3（%）和C.davisiana（%）由低到高，表明海冰影响先减小后增大，uOSIW生成先减弱后增强。

MIS 4期，海平面下降导致宗谷海峡再次关闭，ARC2-T00的Uvigerinaspp.-δ18O整体上与LR04-δ18O相差较小，但重建的lOSIW盐度远高于现代lOSIW盐度（图8），同时海冰指标EM3（%）和C.davisiana（%）明显增加，可能与海冰形成析出的卤水下沉增多[38,73]和PDW的输入相关，表明海冰影响显著增大，uOSIW生成显著增强。

MIS 3期，海平面进一步下降，宗谷海峡保持关 闭 状 态。ARC2-T00的Uvigerinaspp.-δ18O值与LR04-δ18O相比，偏轻了0.21‰～1.05‰，重建的lOSIW盐度值为33.2～35.5 psu（图8）。MIS 3早期，重建的lOSIW的盐度比现代lOSIW盐度低；MIS 3中期，重建的lOSIW盐度高于现代lOSIW盐度，同时海冰指标EM3（%）和C.davisiana（%）明显增加，并且CaCO3含量、浮游和底栖有孔虫丰度均几乎为零（图3），可能指示海冰形成析出的卤水下沉[38,73]和PDW的再次侵入，反映海冰影响增大，uOSIW生成增强。

MIS 3晚期—MIS 2期，海平面进一步下降至约135 m，宗谷海峡保持关闭状态，ARC2-T00Uvigerinaspp.-δ18O值 与LR04-δ18O相 比，偏 轻了0.42‰～0.70‰，重建的lOSIW盐度值为34.1～37.0 psu（图8），从略低于现代到逐步高于现代lOSIW的盐度（图1），其中MIS 3晚期CaCO3含量、浮游和底栖有孔虫丰度均几乎为零（图3），可能指示PDW的大量侵入。同时海冰指标EM3（%）和C.davisiana（%）逐渐下降到最低值，指示鄂霍次克海南部可能为常年冰覆盖的海洋环境，uOSIW生成的区域向更南的海域迁移[75]。

总体而言，在MIS 6—MIS 2的冰期/冰段，如MIS 6、MIS 5d、MIS 5b、MIS 5a、MIS 4、MIS 3中后期至MIS 2，lOSIW盐度较高，且海冰影响增大，uOSIW生成增强，可能与海冰形成析出的卤水下沉增多[40,76]和PDW的输入相关，在MIS 6—MIS 2的间冰期/间冰段，如MIS 5e、MIS 5c早期和MIS 5a早期，lOSIW盐度较低，可能与FSCW的输入有关。在MIS 5d与MIS 3后期，CaCO3含量、浮游和底栖有孔虫丰度均几乎为零，可能指示PDW的大量侵入。

5 结论

本文通过鄂霍次克海南部科学院海隆ARC2-T00岩芯粗组分含量分析与堆积速率计算、坠石（＞2000 μm）统计、粒度端元模拟分析、有孔虫丰度统计及碳酸钙含量测定、底栖有孔虫Uvigerinaspp.稳定氧碳同位素测定与底部水团盐度计算，并基于底栖有孔虫Uvigerinaspp.稳定氧同位素数据建立的新的年龄模式，对孙烨忱等人[2]的部分数据进行了再分析，研究了MIS 6 — MIS 2期的沉积作用、水团变化和有机质来源，得出了以下结论：

（1）通过对鄂霍次克海南部ARC2-T00岩芯底栖有孔虫氧同位素与深海氧同位素曲线LR04-δ18O、相邻站位OS03-1Uvigerinaspp.-δ18O的对比，建立了ARC2-T00岩芯的年代地层框架，底部年龄为187.4 ka，顶部年龄为16.1 ka，为MIS 6—MIS 2的沉积记录。

（2）在MIS 6—MIS 2期间，鄂霍次克海南部主要沉积动力为西风、洋流及海冰。风尘堆积速率在冰期较高，在间冰期或间冰段较低，分别指示西风带在冰期增强，间冰期减弱。在冰期或冰段，海冰沉积受当时季节性海冰沉积中心带所处位置的影响较大。洋流沉积堆积速率在冰期与间冰期尺度上未见明显的规律，可能与鄂霍次克海洋流系统的复杂性有关。

（3）放射虫C.davisiana是季节性海冰和uOSIW的优良替代指标；在MIS 6—MIS 2的绝大部分时期，鄂霍次克海南部为季节性海冰覆盖的区域，OSIW及IRD输入对该海域影响大。鄂霍次克海北部、中部可能仅在MIS 2为常年冰覆盖的海洋环境，OSIW生成的区域向更南的海域迁移。

（4）MIS 6、MIS 3—2期，底栖有孔虫氧同位素偏轻，lOSIW盐度较同时期全球海洋底层水平均盐度偏低；在MIS 6—MIS 2的间冰期/间冰段，lOSIW的盐度比现代lOSIW盐度低可能与FSCW的输入有关；在MIS 6—MIS 2的冰期/冰段，lOSIW变咸可能与海冰形成时析出卤水下沉及PDW侵入有关，其中MIS 5d与MIS 3后期很可能高CO2含量的PDW大量侵入鄂霍次克海南部。

致谢：本论文所用样品是由国家财政部资助、国家海洋局极地办公室组织实施的“中国第二次北极考察项目（简称CHINARE-2003）”的一部分，参加此项工作的单位是中国极地研究中心、自然资源部第一海洋研究所、自然资源部第二海洋研究所、同济大学等。样品的实验室分析得到了江小英老师的大力协助。