西伯利亚极地海域第四纪以来古海洋环境研究进展

贾福福 沙龙滨,2 李冬玲 刘焱光

研究进展

西伯利亚极地海域第四纪以来古海洋环境研究进展

贾福福1沙龙滨1,2李冬玲1刘焱光2,3

(1宁波大学地理与空间信息技术系, 浙江 宁波 315211;2青岛海洋科学与技术国家实验室, 海洋地质过程与环境功能实验室, 山东 青岛 266061;3自然资源部第一海洋研究所, 海洋沉积与环境地质重点实验室, 山东 青岛 266061)

北极作为全球气候变化响应和反馈最为敏感的区域之一, 对全球大气、海洋环流等都有着深远持久的影响。尤其是第四纪以来, 北极冰盖的反复变化和海平面的波动不仅影响着白令海峡的关闭与开启、水团交换和洋流系统的变化, 同时还影响着北冰洋边缘海陆架的暴露与淹没。西伯利亚极地海域, 包括楚科奇海、东西伯利亚海和拉普捷夫海, 作为环北冰洋最为宽阔的浅水陆架区, 其在第四纪冰期-间冰期旋回中经历了海洋环境的重大变化。利用北冰洋主要边缘海—— 楚科奇海、东西伯利亚海和拉普捷夫海所开展的第四纪以来古海洋环境的研究成果, 通过对比分析上述三个海域多指标重建的古海洋环境演变与古气候记录, 全面系统地了解第四纪以来西伯利亚极地海域的古海洋环境演变历史, 发现古洋流、古海平面、古海水温盐度等古海洋环境因子的变化, 除在根本上要受地球轨道参数的周期性波动所引起的太阳入射辐射量的变化和地壳构造运动的影响外, 还受到各种正负反馈机制和放大效应引起的北极冰盖扩张和退缩、冰川地壳均衡补偿、入海径流变化等因素的影响, 为今后北极古海洋古气候研究工作的开展提供借鉴。

楚科奇海 东西伯利亚海 拉普捷夫海 第四纪古海洋环境

0 引言

第四纪以来, 全球气候出现不同尺度的频繁波动, 特别是千年尺度的气候波动异常剧烈。而北极冰盖所呈现的冰期-间冰期的反复变化和海平面的波动则被认为是影响北半球千年尺度快速气候变化的重要因素。工业革命以来随着全球变暖, 北极成为全球气候变化响应和反馈最敏感的区域之一, 广泛覆盖的海冰在大气与海洋间的热量转换中发挥着重要作用[1-2], 并通过一系列的正负反馈机制来影响全球的大气环境和海洋环境[3]。受海冰变化影响: 北极海域的波弗特环流(Beaufort Gyre, BG)和穿极流(Transpolar Drift, TPD)强度增强从而抑制了北大西洋深层水的形成, 导致全球温盐环流发生变化[3]。北极冷空气与西风带长波槽脊的位置与强弱发生变化对亚洲东部与南部大气环流产生影响, 进而导致季风系统的不稳定和异常[3]。因此, 北极地区的研究对于全球气候变化有着极为重要的意义。

我国自1999年以来已圆满完成了10次北极地区多学科的综合考察, 对白令海(Bering Sea)、楚科奇海(Chukchi Sea)、加拿大海盆(Canada Basin)、楚科奇海台(Chukchi Plateau)等北极海域开展了地质、海冰、海水和大气等因子的系统观测与调查。此外, 在中国国家海洋局和俄罗斯科学院远东分院的支持下, 利用俄罗斯科考船在北冰洋西伯利亚海域实施联合科学考察, 把调查海域进一步拓展到东西伯利亚海(East Siberian Sea)及附近海域。然而, 受各种因素的限制, 以东西伯利亚海为中心的西伯利亚极地海域研究程度参差不一。东部的楚科奇海因位于北冰洋和太平洋交汇区, 国内外均进行了相对系统的样品采集、现场观测和科学研究, 国内的海洋地质学研究主要集中在北部的海台、大陆坡、海盆、北部陆架与北风脊区域, 运用粒度、元素地球化学、冰筏碎屑(IRD)、有孔虫、介形虫、硅藻、氧碳同位素、碳酸盐、蛋白石(Opal)和有机碳(TOC)含量等多项古海洋学指标研究了第四纪以来的波弗特环流、太平洋水和大西洋水团的强弱变化及古海冰等古海洋环境演化(表1); 国外的相关研究则多集中在陆坡和陆架区域, 运用碳酸盐、TOC、有孔虫、硅藻、孢粉、沟鞭藻等地球化学与微体古生物指标分析了末次间冰期以来的海平面、海冰及温盐变化(表1)。而西部的东西伯利亚海和拉普捷夫海(Laptev Sea), 因主体位于俄罗斯专属经济区内, 研究程度相对较低, 且以国外的研究成果为主。在东西伯利亚海, 目前运用有孔虫、孢粉与介形类等微体古生物指标研究了末次盛冰期以来的海平面及冰盖变化(表1); 拉普捷夫海的研究则集中在陆架中东部及北部陆坡附近, 运用粒度、IRD、有孔虫、硅藻、孢粉、沟鞭藻、碳同位素、TOC、IP25等古海洋学指标分析了早更新世以来拉普捷夫海的海平面、温盐及海冰等古海洋环境演变(表1)。

表1 楚科奇海、东西伯利亚海、拉普捷夫海各钻孔研究对比

续表1

本文以楚科奇海、东西伯利亚海和拉普捷夫海三个海域所开展的第四纪以来古海洋环境研究为基础, 通过对比分析不同指标所重建的古海洋环境演变与古气候记录, 全面系统地了解第四纪以来西伯利亚极地海域的古海洋环境演变规律, 从而为今后北极古海洋古气候研究工作的开展提供借鉴。

1 区域背景

西伯利亚极地海域自东向西分布着楚科奇海、东西伯利亚海、拉普捷夫海三个边缘海。其中, 楚科奇海位于阿拉斯加半岛(Alaska Peninsula)、楚科奇半岛(Chukchi Peninsula)与弗兰格尔岛(Wrangel Island)之间, 海域面积约为59.5´104km2。作为太平洋海水进入北冰洋的必经之路, 楚科奇海南北宽东西窄, 南北长约800 km, 东西宽约500 km。向南经宽约85 km、深约30—50 m的白令海峡(Bering Strait)与北太平洋的白令海相通, 向北过楚科奇海大陆坡、楚科奇海台、楚科奇海盆、北风脊与水深超过4 000 m的加拿大深海平原(Canada Abyssal Plain)为邻。向东经巴罗角(Barrow Point)与波弗特海(Beaufort Sea)相邻, 向西经德朗海峡连通东西伯利亚海(图1)。东西伯利亚海地理位置位于东侧的弗兰格尔岛与西侧的新西伯利亚群岛(New Siberian Islands)之间, 作为北冰洋最宽的陆架海, 面积达89.5´104km2。整个海域南北窄东西宽, 南北间距400 km, 而东西间距达到1 000 km左右, 北部面向北冰洋门捷列夫海脊和马卡洛夫(Makarov)海盆, 南部紧依俄罗斯西伯利亚大陆, 向西通过德米特里-拉普捷夫海峡(Dmitry Laptev Strait)与拉普捷夫海相连(图1)。拉普捷夫海位于西伯利亚沿岸的泰梅尔半岛(Tay­myr Peninsula)和新西伯利亚群岛之间。向西连接喀拉海(Kara Sea), 面积约67.2´104km2(图1)。

楚科奇海、东西伯利亚海和拉普捷夫海是北冰洋边缘的主要浅陆架海。楚科奇海陆架上自西向东相间分布着赫雷德海谷(Herald Canyon)、赫雷德浅滩(Herald Shoal)、中央水道(Central Channel)、汉纳浅滩(Hanna Shoal)、巴罗海谷(Barrow Canyon), 整体水深较浅, 平均水深为88 m, 且56%的海域水深低于50 m, 相对来说楚科奇海北部边缘区的大陆坡、海台、海盆与北风脊区域水深较深。而东西伯利亚海的海水平均深度仅有52 m左右, 其西部的德米特里-拉普捷夫海峡平均水深甚至只有12—15 m, 最小深度还不到10 m, 只有在北部大陆坡附近才有深水区。相比于楚科奇海与东西伯利亚海, 拉普捷夫海海底地形缓慢向北倾斜, 水深相对较深, 平均水深为578 m, 最大水深更是达到了3 385 m, 但陆架区近70%区域的水深小于20 m。

入海径流是北冰洋边缘海的主要淡水来源。楚科奇海沿岸缺乏有效入海径流的汇入。东西伯利亚海的入海径流主要由科雷马河(Kolyma)与因迪吉尔卡河(Indigirka)组成, 径流量分别为3 800 m3·s–1和1 810 m3·s–1(图1)。康坦加河(Khatanga)、阿纳巴尔河(Anabar)、奥列尼克河(Olenek)、勒拿河(Lena)、亚纳河(Yana)自西向东汇入拉普捷夫海, 总量约为552 km3·s–1, 占北冰洋的大陆淡水总径流量的1/4以上, 其中70%左右来自勒拿河(图1), 勒拿河作为俄罗斯的第二大河, 流量十分惊人, 平均流量达到了17 000 m3·s–1。尤其在6月份, 峰值流量超过100 000 m3·s–1(1993), 达到了亚马逊河的一半, 每年带入拉普捷夫海的悬浮物总量估计约为1 750万吨, 其中27%为有机物。

图1 楚科奇海、东西伯利亚海、拉普捷夫海海流模式及入海径流分布图. 黑色实线表示表层洋流, 黑色虚线表示中层洋流[7-14]. 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; BG—波弗特环流; AW—大西洋水; TPD—穿极流

Fig.1. Oceanographic surface current system in Chukchi Sea, East Siberian Sea and Laptev Sea. Black full lines show surface currents, and black dotted lines show intermediate currents[7-14].AC–Anadel Current; BSSW–Bering Sea Shelf Water; ACC-Alaska Coastal Current; SCC–Siberian Coastal Current; BG–Beaufort Gyre; AW–Atlantic Water; TPD-Transpolar Drift

楚科奇海、东西伯利亚海和拉普捷夫海是北冰洋季节性海冰最活跃的区域之一。楚科奇海每年从11月底到次年的4月下旬, 将近5个月的时间里覆盖着厚达2 m左右的冰层, 5月份开始, 阿拉斯加半岛沿岸率先开始解冻, 海冰沿正北到西北方向退缩, 7—8月份在洋流影响下形成湾状结构。到8月下旬, 基本上已经没有密集分布的海冰, 海冰外缘线北移到75°N, 9月中旬楚科奇海80%的海域成为无冰海域, 从10月开始, 海面自北向南开始冻结, 到11月底楚科奇海全面封冻。东西伯利亚海每年从11月初到次年的4月底, 在长达6个月的时间内被厚厚的海冰完全覆盖, 5月上旬到6月底, 东西伯利亚海西部先于东部开始消融, 到9月中旬左右达到海冰覆盖面积的最小值, 在东西伯利亚沿海形成广阔的无冰海域, 10月初, 东西伯利亚海东部就已全面封冻, 而西部完全被海冰覆盖则要到10月底左右。拉普捷夫海从11月到次年4月为冰封期, 海冰覆盖率接近100%, 之后从5月初至9月中旬进入融冰期, 在4个月的融冰期内, 融冰速率保持稳定, 每月减少约20%, 至9月份达到最小值, 从10月初到11月初的1个多月的时间里, 迅速恢复到全面冰封的状态。卫星观测记录表明, 近40年北极海冰年平均覆盖以~4.4%/(10 a)的速率快速退缩(NSIDC), 而西伯利亚极地海域海冰消退面积更远高于北极其他海域[4-6]。

楚科奇海、东西伯利亚海和拉普捷夫海主要受到北冰洋四个主要洋流系统的影响。包括:从西伯利亚大陆架向弗拉姆海峡移动的横跨欧亚海盆的穿极流[7]; 主导美亚盆地呈顺时针方向流动的波弗特环流[7]; 经白令海峡流入楚科奇海南部的太平洋水(自西向东依次形成: 低温高盐富营养的阿纳德流、白令海陆架水和高温低盐的阿拉斯加沿岸流[8], 其中阿拉斯加沿岸流朝东北方向流入波弗特海陆坡, 白令海陆架水向北与波弗特环流和穿极流相遇[7]); 通过德朗海峡流入楚科奇海并与北太平洋水西支阿纳德流交汇的西伯利亚沿岸流[8-9](图1)。上述洋流混合环北极的入流淡水及冰融水共同组成极地表层水(Polar Surface Water, 0—200 m)[8, 10-11]。在极地表层水之下, 由上到下垂直方向上还分布着其他三个水团: 大西洋水(Atlantic Water, 200—1 000 m)、北极中层水(Arctic Intermediate Water, 欧亚海盆1 000—1 500 m,美亚海盆1 000—2 000 m)、北极深层水(Arctic Deep Water, 欧亚海盆>1 500 m, 美亚海盆>2 000 m)[10]。大西洋水是由温暖高盐的北大西洋表层水通过弗拉姆海峡沿北大西洋—挪威海进入北冰洋, 沿欧亚大陆边缘冷却下沉形成[11], 它穿过门捷列夫脊后分成两支, 一支向南进入楚科奇深海平原, 另一支向北围绕楚科奇海台进入北风脊北部地区。大西洋水不仅输送了主要的热量和盐分, 而且它的消长对北极气候系统产生了重要影响[10]。而发源于挪威海与格陵兰海的北极深层水则位于中层水之下[11-14]。

2 第四纪古海洋环境演变

第四纪以来, 北极中等规模冰盖的形成和海平面的波动极大地影响着北冰洋, 北冰洋古海洋环境与古气候由之前缓慢、不规则的变冷逐渐转为具有明显周期性的冷暖波动的气候。

2.1 楚科奇海域的古海洋环境记录

楚科奇海受波弗特环流、东西伯利亚沿岸流、太平洋水、大西洋水影响强烈, 更新世中期(大约2.7—0.7 Ma BP), 北冰洋的海水垂直混合作用弱化, 出现了咸淡水的分层现象, 影响楚科奇海的波弗特环流逐渐形成[15]。但更新世晚期(75.46—73.35 ka BP间)的波弗特环流流向可能与现在相反, 表现为逆时针方向[16-17], 通过对加拿大海盆B78孔和楚科奇海台M03孔的IRD对比研究发现, 两钻孔中第二次IRD事件出现时间明显不同, 加拿大海盆B78开始于75.46 ka BP而楚科奇海台M03孔却开始于73.35 ka BP, 这表明IRD可能被逆时针流向的波弗特环流从加拿大海盆搬运到楚科奇海台[16-17](图2)。第四纪晚期以来, 波弗特环流大致表现为冰期偏弱、间冰期偏强的状态。在MIS2、MIS4、MIS6冰期, 北冰洋巨厚的海冰阻碍了波弗特环流, 使波弗特环流几乎消亡。尤其在MIS2期时(包括末次冰盛期与末次冰消期早期)在楚科奇海中西部(楚科奇深海平原和楚科奇海台)甚至覆盖着一个靠近亚欧大陆厚达1 km的冰盖, 从而导致各种沉积物的含量急剧下降[18], 楚科奇海台和北风脊的沉积速率均较低[1,7-8,10-11,18-21], 且楚科奇海台边缘区的沉积速率高于海台内部与海盆内部[18,22]。而在MIS1、MIS3、MIS5等间冰期波弗特环流则有所增强、范围扩大, 楚科奇海盆内沉积了大量来自班克斯岛、维多利亚岛和麦肯锡地区的陆源碎屑, 其中, 发生在MIS1暖期的两次IRD事件有显著的指示作用, 它们分别对应末次冰消期末期的增暖和8.2 ka变冷事件后的升温事件[16,23-24]。楚科奇海陆坡在MIS3晚期的两次IRD事件中沉积下来的黏土矿物组成则与加拿大麦肯锡河的入海物质类似[7]。但进入全新世中期, 因为气温升高, 麦肯锡河流量增加, 波弗特环流通过麦肯锡河口向西输送的陆源有机物减少[25]。

图2 楚科奇海、东西伯利亚海、拉普捷夫海钻孔位置分布图(位置信息详见表1)

Fig.2. Location of marine sediment cores referenced in the text (See Table 1 for location details)

西伯利亚沿岸流则与波弗特环流不同, 冰期时出现显著增强。楚科奇海盆在冰期时沉积物粒度较细, Fe2O3、TiO2、K2O、Sc、V、Li、Y含量高, Mn与Co含量减少, Zr/Al值较大, 反映了海域被海冰所覆盖, 海洋底部处于缺氧还原环境, 同时西伯利亚沿岸流不断增强, 其携带的东西伯利亚海与拉普捷夫海的碎屑物质显著增多[15]。同时, 在MIS2和MIS3早期楚科奇海大陆坡的沉积物矿物组成成分与东西伯利亚海相似, 指示了较强的西伯利亚沿岸流[7], 且每年9月是该沿岸流最强的时刻[26]。

太平洋水从上新世—更新世期间, 随着海侵的发生开始频繁流入楚科奇海, 尤其在MIS5期时发生了第四纪以来最大规模的海侵, 并在楚科奇海沿岸地区及白令海峡附近形成了8—10 m的海相沉积地层[27]。总的来说在MIS1、MIS5、MIS13等间冰期, Na2O/K2O、MgO/K2O比值偏高[28],表明太平洋水输入量增大。末次盛冰期时海平面下降, 白令海峡及周围的大陆架裸露在外,直到12—11 ka BP, 随着海平面上升, 白令海峡才再次被淹没[29]。在MIS1暖期全新世高海平面的状况下, 白令海峡打开, 北太平洋的低盐水大量输入, 楚科奇海大陆坡ARC5-M06孔在该时期的沉积物厚度达到了56 cm[7], 同时在近500年里, 随着气温的上升, 北太平洋温盐水输入增多, 楚科奇海海冰覆盖面积缩小, 浮游植物的初级生产力快速上升[30]。

大西洋水的输入量呈现了间冰期较强、冰期较弱的趋势。在较为温暖的间冰期, 大西洋水往往能够深入到楚科奇海台; 而在较为寒冷的冰期, 大西洋水受罗蒙诺索夫脊的阻隔不能到达楚科奇海。在间冰期(MIS1、MIS5、MIS7)由于温暖的大西洋水的输入, CaCO3含量和浮游有孔虫丰度增加, 而在没有大西洋水输入的冰期(MIS2、MIS4、MIS6), 其值几乎下降到零。TOC和Opal的含量与CaCO3含量和浮游有孔虫丰度变化相反, 间冰期时TOC和Opal的含量减少, 而在冰期时含量则增加[22]。由于间冰期海冰厚度变薄、范围缩小, 使海水垂直混合作用增强, 通气状况变好, 富氧的底层水对TOC的降解和对Opal的溶解作用提升, 保存在沉积物中的TOC和Opal则减少; 而冰期海冰厚度变厚、范围扩大, 使海水垂直混合作用减弱, 通气状况变差, 缺氧的底层水对TOC的降解和对Opal的溶解作用下降, 保存在沉积物中的TOC和Opal量就增加[16,19]。末次冰消期以来, 生活在水深1 000—2 000 m的北极中层水中的介形虫属成为楚科奇海台绝对优势属, 说明冰期上浮的北极中层水的顶部取代了大西洋水的位置; 深水种介形虫属的丰度在末次冰消期以来一直较低, 而随着海平面的上升, 在整个全新世保持在49%的高丰度状态。同时, 全新世以来指示大西洋水的丰度升高, 说明全新世时大西洋水可以越过罗蒙诺索夫脊到达楚科奇海一带[10], 尤其在早全新世期间, 大西洋水的输入量增加[31], 并在0.8 ka BP左右达到最大[32]。但同位素数据显示, 大西洋水的温度和其流入速度在~0.6 ka BP出现降低的趋势[32]。

在晚第三纪, 因构造运动和冰川活动, 楚科奇海经历了几次海进与海退[33]。进入第四纪后古海洋环境呈现出明显的冰期-间冰期的周期性变化[17]。当MIS期数为偶数时, 气候转冷, 冰盖范围扩大, 厚度增厚, 海平面下降, 洋流循环受到抑制, 海洋生产力下降, 北美冰盖向加拿大海盆扩展, 直至覆盖到楚科奇海台与北风脊, 波弗特环流受到抑制, 沉积物数量减少, 同时海平面下降了几十米。当MIS期数为奇数时, 气候变暖, 冰川消融, 海平面上升, 洋流循环旺盛, 海洋生产力提升[23]。其中, 末次盛冰期期间, 楚科奇海的海平面下降了约50 m[34], 进入冰消期后, 海平面开始上升, 其北部于~18 ka BP被淹没, 南部于~ 14.5 ka BP也被淹没[35], ~12—11 ka BP间, 海平面进一步上升, 白令海峡被淹没[34]。在全新世早期, 海平面处于持续快速上升的状态, 大陆架上陆相沉积物向陆地方向移动[33]。~7 ka BP时海平面接近现代高度[32]。进入全新世中晚期后, 海平面上升速度放缓, 6—5 ka BP期间, 楚科奇海南部地区的海平面只升了约1.5 m[36]。之后楚科奇海海平面虽然有所波动, 但在3 ka BP左右(最晚可达2 ka BP)逐渐趋于稳定, 苏厄德半岛(Seward Peninsula)河口沉积的泥炭14C年代表明, 自2 ka BP以来, 海平面的上升幅度小于0.5 m[36]。

目前, 楚科奇海第四纪古海冰的研究工作还相对较少, 但随着研究手段和方法的不断发展, 近年来研究者已获得了该海域末次盛冰期以来的古海冰定量重建结果。末次盛冰期期间楚科奇海部分海域可能覆盖着1 km厚的海冰, 海冰在进入冰消期后的15—12 ka BP期间逐渐融化, 无冰期从一年中的几个星期增长到两个月以上[32], 但在12—10 ka BP期间又再次增长[32], 无冰期在严寒气候条件下再次消失, 这与新仙女木事件(Younger Dryas, YD)相对应[32]。进入全新世后, 海冰覆盖范围呈现千年尺度的振荡(大约每2.5—3 ka出现一次), 在8 ka BP、6 ka BP、4 ka BP、2 ka BP左右海冰覆盖出现最小值。此时, 楚科奇海夏季海水表层温度在4—7℃之间波动, 高于现代的0℃; 夏季海水表层盐度则在25‰—30‰之间变化, 并在8 ka BP、3—2 ka BP间出现峰值[29]。海冰覆盖最小值与夏季海水表层温度、盐度的较大值相对应, 表明楚科奇海海冰变化的周期性可能与区域气候变化有关[25,32]。之后在0.6—0.1 ka BP的小冰期期间, 楚科奇海陆架东南部ARC5-C01孔的极地种硅藻含量增加, 楚科奇海的海冰覆盖又呈现出短期内的快速增长趋势[37-38](图2)。虽然楚科奇海的海冰覆盖范围在全新世有所波动, 但总体呈下降趋势。

2.2 东西伯利亚海古海洋环境记录

东西伯利亚海大陆边缘的沉积环境在晚第四纪时期发生了强烈变化[39]。末次盛冰期(24—18 ka BP)期间, 气候寒冷, 冰川扩张, 新西伯利亚群岛的花粉记录表明, 在~26—22 ka BP期间苔原草原植被比莎草植被有明显优势[16], 东西伯利亚海最低海平面比现代海平面低约125—130 m[40]。冰期海平面下降的深度与大陆冰盖的扩张和退缩引起的地壳均衡变化有密切关系, 虽然浅海区域发生了轻微沉降[41], 但由于海平面下降引起的陆架卸载产生了40 m的均衡抬升, 导致海平面实际下降幅度可能小于100 m[42], 与之相关的海退引起了东西伯利亚海大陆架的大面积出露[43]。末次冰消期气候转暖, 融化的冰融水从14 ka BP开始逐渐引起海侵, 在新仙女木事件晚期(11.4—10.8 ka BP), 东西伯利亚海边缘区域的海平面不仅比现在低102—108 m, 而且比根据冰川均衡校正的地球物理模型预测的也低42—47 m, 但比末次盛冰期最高点高出20—30 m[40]。之后, 随着海平面的逐渐上升, 在东西伯利亚海北部与东部边缘区发现的有孔虫与底栖介形类化石, 呈现出从河流相到全海相的转变[40,44]。全新世早期, 气候变暖, 海平面持续上升, 海侵达到最盛。9.5—8.2 ka BP期间, 海侵和多年冻土不稳定造成东西伯利亚海的陆相有机碳输入量达到全新世最高水平[45]。6—5 ka BP海平面达到高位, 沉积状态稳定下来, 海侵结束[42,46]。全新世晚期气候又有所转冷, 4—3 ka BP海冰的覆盖范围明显扩大[47]。

2.3 拉普捷夫海的古海洋环境记录

拉普捷夫海的大陆架北部边缘区位于距离海岸线500 km、水深50—60 m的海面下, 大陆架上分布着向北缓缓倾斜的5个大型海底谷地, 它们是由勒拿河等河流在更新世海平面较低时侵蚀形成的[48]。通过勒拿河等河流输入拉普捷夫海的淡水占输入北冰洋的大陆淡水总量的四分之一以上, 因此, 整个拉普捷夫海域受西伯利亚内陆径流淡水输入的影响较大[49]。拉普捷夫海是穿极流(西伯利亚分支)的主要海冰源地, 被视为北冰洋淡水和海冰平衡的关键区域[50]。此外, 拉普捷夫海还受到大西洋水(来自弗拉姆海峡与巴伦支海的暖水团)的影响[51]。末次冰消期早期随着河流径流量的增加, 陆源物质沿冰缘地区快速沉降形成一个混浊的底水环境[52]。但是, 随着气候的逐渐变暖, 巴伦支喀拉冰盖延伸到拉普捷夫海西部的冰川开始融化, 最终形成了漂浮着浮冰的季节性开放水域, 18—16 ka BP间, 在陆架西北部的冰川沉积物中发现了4次IRD峰值[53], 此时大西洋水已经间歇性地到达了拉普捷夫海西北部的大陆斜坡, PS-51/154-11孔底部出现了亚极地浮游有孔虫, 如和[52]。从PS-51/154-11孔的双壳类化石和介形类化石的组合可以推测出, 16—14 ka BP间, 拉普捷夫海的底层水寒冷且贫营养[52]。末次冰消期晚期的15—12 ka BP, 通过弗拉姆海峡的大西洋水迅速增强, 但横穿巴伦支海大陆架的东部分支还不存在, 在陆架西北部的PS-51/154-11、PS-51/159-10孔中发现了大量底栖有孔虫[52-55](图2)。由于气候更加温暖, 冰川融水及河流径流量增加, 导致表层海水的淡化, 混合流入的大西洋水形成了新的陆架水团[50,52]。拉普捷夫海西北部形成了一个具有强烈水柱分层的陆架水团环境, 不利于北极浮游有孔虫生长[53-54]。全新世初期, 拉普捷夫海大陆架的海洋环境逐渐形成。东拉普捷夫海的北部陆架区由河口环境转变为海洋环境[50,52,54-64], 如位于东北陆架区边缘的PS51/135-4孔(水深51 m)在11.3—9.2 ka BP期间,由以淡水硅藻为主(80%—90%)、盐度小于9‰的河口环境转变为以暖水沟鞭藻(如,,spp.)为主的海洋环境(淡水硅藻比重下降50%)[50](图2)。同时这种转变也表现在内外陆架的盐度研究中, 外陆架的盐度在~8.6—7.5 ka BP期间上升到接近现代值的15‰—16‰, 内陆架在大约1—1.5 ka BP后也达到这个水平, 并且淡水硅藻相对丰度下降至现代水平的8%—23%[50]。而西拉普捷夫海方面, 在8—6 ka BP期间, 哈坦加河中的石榴石和不透明矿物含量急剧下降, 指示了哈坦加河沉积中心向陆地的移动[62]; 从全新世早期直到7.5 ka BP, 陆架北部陆源有机质的长期减少和海洋有机质的同期增加, 也指示了海洋环境的发展[64]。

早更新世到末次盛冰期, 拉普捷夫海的气候在冰期与间冰期之间转换[28]。在末次盛冰期, 西伯利亚腹地的非冰川气候比今天更加寒冷干燥, 导致夏季河流流量减少[65]。26—16 ka BP, 在比科夫斯基半岛(Bykovsky Peninsula)(图2)发现植被以禾本科植物群落为主, 包括石竹科、菊科和卷柏科, 指示极为寒冷干燥的气候[66]。24—18 ka BP之间, 勒拿河三角洲西部的沉积物中有壳变形虫()显示出较低的丰度和较差的多样性, 也指示了该地区末次盛冰期寒冷干燥的环境[67]。末次冰消期早期的18—15 ka BP间, 拉普捷夫海区域气候仍然寒冷, 大部分地区依旧覆盖着永久性海冰, 离岸永久冻土的最大厚度达到了750—800 m, 虽然河流径流量有所增加, 但仍非常小[54,66-68],末次冰消期晚期的15—12 ka BP, 气候更加温暖, 新仙女木时期, 拉普捷夫海近岸的比科夫斯基半岛的孢粉记录显示, 该地区在距今12 ka BP左右气候极为寒冷[66]。全新世初期气候比现在更温暖, 根据花粉重建的温度结果表明10—7.6 ka BP(11.5—8.4 ka BP)期间, 温度比现在高出4℃[26]。勒拿河三角洲以西约150 km的沉积物中, 9.5 ka BP左右灌木苔原植被以sect和花粉为主, 有壳变形虫在9.4—3.7 ka BP期间多样性增强, 指示了更高的温度和湿度[67]。9 ka BP时, 泰梅尔半岛气温达到14℃左右, 比目前高4—8℃[59]。在7.6 ka BP之后气候又逐渐转冷, 拉普捷夫海沿海地区和北极苔原区的灌木植被消失[26]。但7.3—5.3 ka BP期间, 拉普捷夫海东部大陆架部分比现在还要温暖, 海岸上的植被以灌木苔原和森林苔原为主[60-61]。受北大西洋和北极振荡模式的影响, 拉普捷夫海西部的IRD峰值集中在7.2 ka BP、6.4 ka BP、5.4 ka BP、3 ka BP和2 ka BP, 最大值出现在5.4—2 ka BP之间, 指示了气候的频繁波动[53]。西北陆坡区在~7.2 ka BP之后气候转冷, 千枚岩与IRD的含量增加, 冰盖扩张[53]。然而中部陆架古河道上的孢粉记录发现, 乔木花粉比例急剧增加, 莎草科植物数量减少, 草、藜科和石竹科等旱生植物花粉数量增加, 这表明中部陆架区中全新世期间暖干的气候特点[69]。进入晚全新世之后, 拉普捷夫海沿岸在3.7 ka BP和3.3 ka BP出现了桦树灌木花粉, 这表明当时该地区气候较现在温暖, 适宜矮桦树灌木的生长[25]。而3.5—3 ka BP北部陆坡区在大西洋水的输入和大气–海洋相互作用的影响下, 底层生物组合与IRD发生变化, 水体循环加剧、气候变冷[55]。2.7 ka BP时, 中部陆架古河道区域树木花粉的下降、苔原草本植物和苔藓的增加, 也指示了北极苔原寒冷无树的气候[69]。2.5—0.9 ka BP期间, 拉普捷夫海东部以较低的海水表层温度和长时间的季节性海冰覆盖为主要特征, 其季节性海冰覆盖时间每年超过10个月[70-71]。但即便如此, 拉普捷夫海的海水表层温度仍比今天要高[71]。Matul等[72]通过对拉普捷夫海南部的研究也发现晚全新世期间(2.3 ka BP)气候温暖: 海水种硅藻(既能耐寒, 也能耐中冷, 又能耐中高温)的比例增加, 有孔虫多样性、丰度和保存程度提高, 乔木和灌木花粉含量升高。之后, 晚全新世晚期的气候出现波动: 如1.9—1.6 ka BP的罗马暖期, 1.6—1.1 ka BP中世纪初期的变冷, 1.1—0.6 ka BP的中世纪暖期, 约0.6—0.1 ka BP的小冰期[72]。其中, 从底栖有孔虫的多样性和丰度的增加、暖水种硅藻的出现以及森林苔原花粉的存在来看, 中世纪变暖的程度超过了现代的“工业”变暖[72]。

早更新世到末次盛冰期, 拉普捷夫海的海平面同样受冰期与间冰期转换的影响[28]。在MIS3间冰期期间, 通过研究高分辨率的海底剖面发现当时的河口更靠近大陆架边缘[73]。地球物理及模型反演结果表明, 末次盛冰期期间拉普捷夫海被海冰覆盖, 海平面下降了约100—120 m, 但冰期海平面下降的深度与大陆冰盖的扩张和退缩引起的地壳均衡变化有密切关系, 由于海平面下降引起的陆架卸载产生了40 m的均衡抬升, 导致海平面实际下降幅度小于100 m[42]。在末次盛冰期期间, 整个拉普捷夫海的大陆架暴露在外, 形成了黄土-冰川平原, 该平原覆盖着由冰成和风成沉积物组成的永冻层序列[73-74], 上面还分布着康坦加河、阿纳巴尔河、奥列尼克河、勒拿河、亚纳河的古河谷[53,65,75]。末次冰消期时期(14 ka BP), 大规模海侵开始[57], 到12 ka BP海平面加速上升了30—50 m[64]。新仙女木时期, 海平面再次下降, 陆架上甚至恢复了河流沉积的特征[58]。全新世初期(11.1 ka BP)拉普捷夫海的海平面比现在低50 m左右[61], 之后直到9 ka BP海平面上升, 在其影响下亚纳河沉积中心向南移动了180 km[50], 在全新世初期的6 ka里由于气温升高导致海平面上升了60 m[58], 拉普捷夫海大陆架和近海的永冻土由于气温升高和海平面上升而退化[62-63]。到全新世中期, 拉普捷夫海区域的海平面已经接近其现代位置[76], 直到全新世晚期(3.5—2 ka BP左右), 海平面在约1 500年的时间内下降10 m左右[77]。

综上所述, 古洋流、古海水温盐度、古海平面与冰盖、古海冰等古海洋环境因子共同组成了楚科奇海、拉普捷夫海、东西伯利亚海的古海洋环境。而古海洋环境的演化在根本上则取决于地球轨道参数的变更和地质构造活动, 以及由此所引发的正负反馈机制的影响。

3 总结与展望

北极地区古海洋环境研究在全球气候变化研究中具有重要意义。本文选取楚科奇海、东西伯利亚海和拉普捷夫海为研究区域, 总结了近年来西伯利亚北极海域第四纪以来古海洋古气候研究的进展情况。

1. 楚科奇海北部海域自更新世中期以来的古海洋环境主要是在冰期-间冰期的波动下受到波弗特环流、太平洋水、大西洋水、东西伯利亚沿岸流势力消长的控制, 南部陆架区则以海平面变化为主; 东西伯利亚海域自末次盛冰期以来的古海洋环境主要是受冰盖扩张和退缩、入海径流、海底地形及冰川性地壳均衡补偿的影响与控制, 海平面发生波动, 在末次盛冰期海平面整体下降, 而末次冰消期以来海平面呈总体上升趋势; 拉普捷夫海域自早更新世以来的古海洋环境在海底地形、洋流活动、入海径流与冰盖扩张和退缩影响下, 海平面在冰期较低、间冰期高, 陆架水团的性质与河流沉积中心也发生相应的波动。

2. 第四纪以冰期与间冰期的气候波动与全新世以来千年尺度的气候震荡在三个海域的古环境研究中均有一定程度的响应。

3. 在时间尺度上, 大多关注末次冰消期以来的古环境演变, 而末次冰消期之前的古海洋研究记录较为缺乏, 尤其是海平面变化与海冰演化方面的研究相对更少; 在空间分布上, 多集中在楚科奇海域, 而东西伯利亚海和拉普捷夫海的研究成果则相对较少, 对该区域古海洋环境演变系统的认识还不是很清晰。

此外, 通过对西伯利亚极地海域古海洋环境研究的对比分析, 发现该区域古海洋研究中仍有很多问题亟待解答。例如, 东西伯利亚海和拉普捷夫海古环境的变化对穿极流的影响, 及与北大西洋和北极振荡模式有多大程度的关联。18—15 ka BP期间的某个时间大西洋水到达北极, 但大西洋水通过巴伦支海大陆架到达北极的具体路径及准确时间尚无定论。因此, 开展长时间尺度的多指标综合研究是今后北极地区古海洋研究的主要方向, 将有利于我们对北极古海洋环境有更深和更系统的了解, 也对全球古海洋古气候研究具有重要意义。

1 陈建芳, 金海燕, 白有成, 等. 北极快速变化的生态环境响应[J]. 海洋学报, 2018, 40(10): 22-31. DOI: 10. 3969/j. issn. 0253–4193. 2018. 10.003.

2 张占海. 北极海冰快速变化:观测、机制及其天气气候效应[M]. 北京: 海洋出版社, 2016.

3 张占海. 快速变化中的北极海洋环境[M]. 北京: 科学出版社, 2011.

4 SERREZE M C, HOLLAND M M, STROEVE J. Perspectives on the Arctic's shrinking sea-ice cover[J]. Science, 2007, 315(5818): 1533-1536. DOI: 10. 1126/science. 1139426.

5 JULIENNE S, MARIKA M H, WALT M, et al. Arctic sea ice decline: Faster than forecast[J]. Geophysical Research Letters, 2007, 34(9): L09501. DOI: 10. 1029/2007GL029703.

6 CAVALIERI D J, PARKINSON C L. Arctic sea ice variability and trends, 1979–2010[J]. The Cryosphere, 2012, 6(4): 881-889. DOI: 10. 5194/tc–6–881–2012.

7 章伟艳, 于晓果, 刘焱光, 等. 楚科奇海陆坡ARC5–M06柱样晚更新世以来黏土矿物组成变化的古环境意义[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2015, 35(3): 83-94. DOI: 10. 3724/SP. J. 1140. 2015. 03083.

8 章陶亮, 王汝建, 陈志华, 等. 西北冰洋楚科奇海台08P23孔氧同位素3期以来的古海洋与古气候记录[J]. 极地研究, 2014, 34(1): 46-57. DOI: 10. 13679/j. jdyj. 2014. 1.046.

9 肖文申. 西北冰洋表层和柱状样沉积物研究及其海洋学意义[M]. 上海: 同济大学, 2006. DOI: 10. 7666/d. y1450002.

10 周保春, 王汝建, 梅静. 末次冰消期后大西洋水进入楚科奇海台:来自介形虫化石群的证据[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2015, 35(3): 73-82. DOI: 10. 3724/SP. J. 1140. 2015. 03073.

11 段肖, 王汝建, 肖文申, 等. 西北冰洋北风脊氧同位素5期以来的水体结构变化: 来自有孔虫组合及其氧碳同位素的证据[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2015, 35(3): 61-71. DOI: 10. 3724/SP. J. 1140. 2015. 03061.

12 WOODGATE R A, AAGAARD K, SWIFT J H, et al. Atlantic water circulation over the Mendeleev Ridge and Chukchi Borderland from thermohaline intrusions and water mass properties[J]. Journal of Geophysical Research Oceans, 2007, 112(C2): C02005. DOI: 10. 1029/2005JC003416.

13 SCOTT D B, VILKS G. Benthonic foraminifer a in the surface sediments of the deep-sea Arctic ocean[J]. Journal of Foraminiferal Research, 1991, 21(1): 20-38. DOI: org/10. 2113/gsjfr. 21. 1. 20.

14 JONES E P. Circulation in the Arctic Ocean[J]. Polar Research, 2010, 20(2): 139-146. DOI: 10. 1111/j. 1751- 8369. 2001. tb00049. x.

15 陈志华. 北冰洋西部沉积物地球化学特征及环境指示意义[D]. 青岛: 中国海洋大学, 2004.

16 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[J]. 科学通报, 2009, 54(23): 3761-3770. DOI: 10. 1007/s11434–009–0177–4.

17 彭建平. 西北冰洋沉积物中碳、硫和生源硅的分布及其古环境意义[D]. 厦门: 厦门大学, 2013.

18 章陶亮, 王汝建, 肖文申, 等.西北冰洋Chukchi Borderland晚第四纪冰筏碎屑记录及其古气候意义[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2015, 35(3): 49-60. DOI: 10. 3724/SP. J. 1140. 2015. 03049.

19 王汝建, 肖文申. 北冰洋西部楚科奇海盆晚第四纪生源沉积物及其古海洋学意义[J]. 极地研究, 2009, 21(4): 255-264.

20 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[J]. 海洋地质与第四纪地质, 2012, 32(3): 81-90. DOI: 10. 3724/SP. J. 1140. 2012. 03077.

21 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. DOI: 10. 3969/j. issn. 0253-4193. 2015. 05. 012.

22 YURCO L N, ORTIZ J D, POLYAK L, et al. Clay mineral cycles identified by diffuse spectral reflectance in Quaternary sediments from the Northwind Ridge: implications for glacial–interglacial sedimentation patterns in the Arctic Ocean[J]. Polar Research, 2010, 29(2): 176-197. DOI: 10. 1111/j. 1751–8369. 2010. 00160. x.

23 许冬, 叶黎明, 于晓果, 等. 北冰洋阿尔法脊晚第四纪沉积有机质的来源变化及其古环境意义[J]. 极地研究, 2015, 27(2): 159-167. DOI: 10. 13679/j. jdyj. 2015. 2. 159.

24 叶黎明, 葛倩, 杨克红, 等. 350ka以来北冰洋波弗特环流演变及其沉积响应[J]. 海洋学研究, 2012, 30(4): 20-28.

25 MCKAY J L, DE V A, HILLAIRE M C, et al. Holocene fluctuations in Arctic sea-ice cover: Dinocyst-based reconstructions for the eastern Chukchi Sea[J]. Revue Canadienne Des Sciences De La Terre, 2008, 45(11): 1377-1397. DOI: 10. 1139/E08–046.

26 ANDREEV A A, SCHIRRMEISTER L, TARASOV P E, et al. Vegetation and climate history in the Laptev Sea region (Arctic Siberia) during Late Quaternary inferred from pollen records[J]. Quaternary Science Reviews, 2011, 30(17/18): 2182-2199. DOI: 10. 1016/j. quascirev. 2010. 12. 026.

27 刘焱光, 石学法, 吕海龙. 日本海、鄂霍次克海和白令海的古海洋学研究进展[J]. 海洋科学进展, 2004, 22(4): 519-530.

28 SAFRONOV A F, SIVTSEV A I, CHALAYA O N, et al. Initial geologic hydrocarbon resources of the Laptev Sea shelf[J]. Russian Geology and Geophysics, 2013, 54(8): 997-1000. DOI: 10. 1016/j. rgg. 2013. 07. 015.

29 KEIGWIN L D, DONNELLY J P, COOK M S, et al. Rapid sea–level rise and Holocene climate in the Chukchi Sea[J]. Geology, 2006, 34(10): 861-864. DOI: 10. 1130/G22712. 1.

30 白有成, 陈建芳, 李宏亮, 等. 楚科奇海R12a沉积柱状样500年以来生物标记物记录[J]. 沉积学报, 2010, 28(4): 768-775.

31 MCKAY J L, HILLAIRE M C, DE V A, et al. Holocene Paleoceanography of the Chukchi Sea/Alaskan Margin, Western Arctic Ocean[C]. Baltimore Maryland USA: AGU Fall Meeting Abstracts, 2006.

32 VERNAL A D, HILLAIRE M C, DARBY D A. Variability of sea ice cover in the Chukchi Sea (western Arctic Ocean) during the Holocene[J]. Paleoceanography, 2005, 20(4): PA4018. DOI: 10.1029/2005PA001157.

33 GUSEV E A, ANDRNNEV I A, ANIKINA N Y, et al. Stratigraphy of Late Cenozoic sediments of the western Chukchi Sea: New results from shallow drilling and seismic-reflection profiling[J]. Global & Planetary Change, 2009, 68(1): 115-131. DOI:10. 1016/j. gloplacha. 2009. 03. 025.

34 LAMBECK K. Sea level change through the last glacial cycle[J]. Science, 2001, 292(5517): 679-686. DOI:10. 1126/science. 1059549.

35 MCMANUS D A, CREAGER J S. Sea-level data for parts of the Bering–Chukchi shelves of Beringia from 19,000 to 10,00014Cyr B.P.1[J]. Quaternary Research, 1984, 21(3): 317-325. DOI:10. 1016/ 0033–5894 (84) 90071–1.

36 MASON O K, JORDAN J W. Minimal late Holocene sea level rise in the Chukchi Sea: Arctic insensitivity to global change?[J]. Global & Planetary Change, 2002, 32(1): 13-23. DOI:10. 1016/S0921–8181(01)00146–1.

37 张爱梅, 陈敏, 方琦, 等. 北极楚科奇海ARC5-C01岩心硅藻主要种类组成和分带[J]. 微体古生物学报, 2018, 35(3): 229-237. DOI: 10. 16087/j. cnki. 1000–0674. 2018. 03. 001.

38 TSOY I B, OBREZKOVA M S, AKSENTOV K I, et al. Late holocene environmental changes in the Southwestern Chukchi Sea inferred from diatom analysis[J]. Russian Journal of Marine Biology, 2017, 43(4): 276-285. DOI:10. 1134/S1063074017040113.

39 BAZHENOVA E, STEIN R. Late Quaternary glacial/interglacial regimes at the East Siberian Sea continental margin: reconstructions based on sedimentary records from the Mendeleev Ridge[C]. Viena Áustria: EGU General Assembly Conference, 2010.

40 CRONIN T M, O'REGAN M, PEARCE C, et al. Deglacial sea level history of the East Siberian Sea and Chukchi Sea margins[J]. Climate of the Past, 2017, 13(9): 1097-1110. DOI: 10. 5194/cp–13–1097–2017.

41 KLEMANN V, HEIM B, WETTERICH S, et al. Sea level evolution of Laptev and East Siberian Sea–evidence from geological data and glacial isostatic adjustment[C]. Berlin, Germany: international REKLIM Conference “Our Climate –Our Future, Regional Perspectives on a Global Challenge”, 2014.

42 KLEMANNV, HEIM B, BAUCH H A, et al. Sea-level evolution of the Laptev Sea and the East Siberian Sea since the last glacial maximum[J]. Arktos, 2015, 1(1): 1-8. DOI: 10. 1007/s41063–015–0004–x.

43 NIKIFOROV S L. Major features in the development of the shelf in the Chukchi and East Siberian seas during late- Pleistocene/Holocene time[J]. Polar Geography and Geology, 1990, 14(4): 287-293. DOI: 10. 1080 /10889379009377441.

44 CHRISTOF P, ARON V, STEFAN W, et al. The 3.6ka Aniakchak tephra in the Arctic Ocean: A constraint on the Holocene radiocarbon reservoir age in the Chukchi Sea[J]. Climate of the Past Discussions, 2017, 13(4): 303-316. DOI: 10. 5194/cp–13–303–2017.

45 KIRSI K, TESI T, BRÖDER L, et al. Sources and characteristics of terrestrial carbon in Holocene-scale sediments of the East Siberian Sea[J]. Climate of the Past, 2017, 13(9): 1-30. DOI: 10. 5194/cp–13–1213 –2017.

46 BAUCH H, ABRAMOVA E, ALENIUS T, et al. Postglacial sea–level rise and its impact on the circum-arctic Holocene climate evolution[C]. Viena Áustria: EGU General Assembly Conference, 2016.

47 STEIN R, FAHL K, Matthiessen J, et al. Decadal to millennial-scale variability in sea ice, primary productivity, and Pacific-Water inflow in the Chukchi/East Siberian Sea area (Arctic Ocean)[C]. Viena Áustria: EGU General Assembly Conference, 2014.

48 NURNBERG D. The depositional environment of the Laptev Sea continental margin: preliminary results from the R/V POLARSTERN ARK IX–4 cruise[J]. Polar Research, 2010, 14(1): 43-54. DOI: 10. 3402/polar. v14i1. 6650.

49 何剑锋, 吴荣荣, 张芳, 等. 北极航道相关海域科学考察研究进展[J]. 极地研究, 2012, 24(2): 187-196. DOI: 10. 3724/SP. J. 1084. 2012. 00187.

50 POLYAKOVA Y I, BAUCH H A, KLYUVITKINA T S. Early to middle Holocene changes in Laptev Sea water masses deduced from diatom and aquatic palynomorph assemblages[J]. Global and Planetary Change, 2005, 48(1/2/3): 208-222. DOI: 10. 1016/j. gloplacha. 2004. 12. 014.

51 RACHOR E. Scientific cooperation in the Russian Arctic: research from the Barents Sea up to the Laptev Sea[M]. Germany: Alfred Wegener Institut fuer Polar-und Meeresforschung, Bremerhaven, 1998.

52 TALDENKOVA E, HENNING A, BAUCH A S, et al. Postglacial to Holocene history of the Laptev Sea continental margin: Palaeoenvironmental implications of benthic assemblages[J]. Quaternary International, 2008, 183(1): 40-60. DOI: 10. 1016/j. quaint. 2007. 06. 031.

53 TALDENKOVA E, BAUCH H A, GOTTSCHALK J, et al. History of ice-rafting and water mass evolution at the northern Siberian continental margin (Laptev Sea) during Late Glacial and Holocene times[J]. Quaternary Science Reviews, 2010, 29(27): 3919-3935. DOI: 10. 1016/j. quascirev. 2010. 09. 013.

54 OVSEPYAN Y S, TALDENKOVA E E, BAUCH H A, et al. Late Pleistocene-Holocene events on the continental slope of the Laptev Sea: Evidence from benthic and planktonic foraminiferal assemblages[J]. Stratigraphy & Geological Correlation, 2015, 23(6): 645-660. DOI: 10. 1134/S0869593815060076.

55 POLYAKOVA Y I, BAUCH H A, NOVICHKOVAA T S, et al. Postglacial environments on the eastern Laptev Sea shelf: evidence from diatom and aquatic palynomorph assemblages[C]. Nice France: EGS–AGU–EUG Joint Assembly, 2003.

56 BAUCH H A, KASSENS H, ERLENKEUSER H, et al. Depositional environment of the Laptev Sea (Arctic Siberia) during the Holocene[J]. Boreas, 2010, 28(1): 194-204. DOI: 10. 1111/j. 1502–3885. 1999. tb00214. x.

57 VOLKER K, BIRGIT H, HENNING A B, et al. Sea–level evolution of the Laptev Sea and the East Siberian Sea since the last glacial maximum impact of glacial isostatic adjustment [J]. Arktos, 2015, 1(1): 1-8. DOI: 10. 1007/s41063–015–0004–x.

58 MUELLER–LUPP T, BAUCH H A, ERLENKEUSER H, et al. Changes in the deposition of terrestrial organic matter on the Laptev Sea shelf during the Holocene: evidence from stable carbon isotopes[J]. International Journal of Earth Sciences, 2000, 89(3): 563-568. DOI: 10. 1007/s005310000128.

59 SPIELHAGEN R F, ERLENKEUSER H, SIEGERT C. History of freshwater runoff across the Laptev Sea (Arctic) during the last deglaciation[J]. Global and Planetary Change, 2005, 48(1/2/3): 205-207. DOI: 10. 1016/j. gloplacha. 2004. 12. 013.

60 BOUCSEIN B, FAHL K, STEIN R. Variability of river discharge and Atlantic-water inflow at the Laptev Sea continental margin during the past 15,000 years: implications from maceral and biomarker records[J]. International Journal of Earth Sciences, 2000, 89(3): 578-591. DOI: 10. 1007/s005310000111.

61 NAIDINA O D, BAUCH H A. Early to middle Holocene pollen record from the Laptev Sea (Arctic Siberia) [J]. Quaternary International, 2011, 229(1): 84-88. DOI: 10. 1016/j. quaint. 2010. 04. 007.

62 PEREGOVICH, HOOPS E, RAC V, et al. Sediment transport to the Laptev Sea (Siberian Arctic) during the Holocene-evidence from the heavy mineral composition of fluvial and marine sediments[J]. Boreas, 1999, 28(1): 205-214. DOI: 10. 1080/030094899421263.

63 ROMANOVSKII N N, HUBBERTEN H W. Results of permafrost modelling of the lowlands and shelf of the Laptev Sea Region, Russia[J]. Permafrost and Periglacial Processes, 2001, 12(2): 191-202. DOI: 10. 1002/ ppp. 387.

64 HÖRNER T, STEIN R, FAHI K, et al. Post-glacial variability of sea ice cover, river run-off and biological production in the western Laptev Sea (Arctic Ocean) – A high-resolution biomarker study[J]. Quaternary Science Reviews, 2016, 143: 133-149. DOI: 10. 1016/j. quascirev. 2016. 04. 011.

65 KLYUVITKINA T S, BAUCH H A. Hydrological changes in the Laptev Sea during the Holocene inferred from the studies of aquatic palynomorphs[J]. Oceanology, 2006, 46(6): 859-868. DOI: 10. 1134/ s0001437006060117.

66 ANDREEV A A, SCHIRRMEISTER L, SIEGERT C, et al. Paleoenvironmental changes in Northeastern Siberia during the Late Quaternary–evidence from pollen records of the Bykovsky Peninsula[J]. Polarforschung, 2002, 70(1): 13-25.

67 NAIDINA O D, BAUCH H A. Early to middle Holocene pollen record from the Laptev Sea (Arctic Siberia) [J]. Quaternary International, 2011, 229(1): 84-88. DOI: 10. 1016/j. quaint. 2010. 04. 007.

68 HUBBERTEN H W, ROMANOVSKII N N. Terrestrial and Offshore Permafrost Evolution of the Laptev Sea Region During the Last Pleistocene–Holocene Glacial–Eustatic Cycle[M]//PAEPE R, MELNILWV V. Permafrost Response on Economic Development, Environmental Security and Natural Resources. The Netherlands: Kluwer Academic Publishers, 2001: 43-60.

69 NAIDINA O D, BAUCH H A. A Holocene pollen record from the Laptev Sea shelf, northern Yakutia[J]. Global and Planetary Change, 2001, 31(1): 141-153. DOI: 10. 1016/S0921-8181(01)00117–5.

70 BAUCH H A, KASSENS H, ERLENKEUSER H, et al. Depositional environment of the Laptev Sea (Arctic Siberia) during the Holocene[J]. Boreas, 1999, 28(1): 194-204. DOI: 10. 1080/030094899421254.

71 KUNZ-PIRRUNG M, MATTHIESSEN J, VERNAL A D. Late Holocene dinoflagellate cysts as indicators for short-term climate variability in the eastern Laptev Sea (Arctic Ocean) [J]. Journal of Quaternary Science, 2001, 16(7): 711-716. DOI: 10. 1002/jqs. 649.

72 MATUL A G, KHUSID T A, MUKHINA V V, et al. Recent and Late Holocene environments on the southeastern shelf of the Laptev Sea as inferred from microfossil data[J]. Oceanology, 2007, 47(1): 80-90. DOI: 10. 1134/s0001437007010110.

73 KLEIBER H P, NIESSEN F, WEIEL D. The Late Quaternary evolution of the western Laptev Sea continental margin, Arctic Siberia-implications from sub-bottom profiling[J]. Global & Planetary Change, 2001, 31(1): 105-124. DOI: 10. 1016/S0921–8181 (01)00115–1.

74 BAUCH H A, KASSENS H, ERLENKEUSER H, et al. Depositional environment of the Laptev Sea (Arctic Siberia) during the Holocene[J]. Boreas, 2010, 28(1): 194-204. DOI: 10. 1080/030094899421254.

75 WINTERFELD M, LUTZ S, MIKHAIL N, et al. Coastal permafrost landscape development since the Late Pleistocene in the western Laptev Sea, Siberia[J]. Boreas, 2011, 40(4): 697-713. DOI: 10. 1111/j. 1502–3885. 2011. 00203. x.

76 BAUCH D, BAUCH H A. Last glacial benthic foraminiferal δ18O anomalies in the polar North Atlantic: A modern analogue evaluation[J]. Journal of Geophysical Research Oceans, 2001, 106(C5): 9135-9143. DOI: 10. 1029/1999JC000164.

77 KUPTSOV V M, LISITSIN A P. Radiocarbon of quaternary along shore and bottom deposits of the Lena and the Laptev Sea sediments[J]. Marine Chemistry, 1996, 53(3/4): 301-311. DOI: 10. 1016/0304–4203(95)00096-8.

78 谢昕, 王汝建, 肖文申, 等. 西北冰洋及白令海沉积物颜色旋回与成因[J]. 科学通报, 2016, 61(16): 1828-1839. DOI: 10. 1360/N972015–00632.

79 郁慧福. 北冰洋西部地区沉积物中碳酸盐的分布特征及其古海洋学意义分析[D]. 青岛: 国家海洋局第一海洋研究所, 2008.

80 POLYAK K, BEST K M, CRAWFORD K A, et al. Quaternary history of sea ice in the western Arctic Ocean based on formainifer[J]. Quaterary Science Review, 2013, 79: 145-156. DOI: 10.1016/j. quascirev. 2012. 12. 018.

81 MUELLER–LUPP T, BAUCH H A, ERLENKEUSER H, et al. Changes in the deposition of terrestrial organic matter on the Laptev Sea shelf during the Holocene: evidence from stable carbon isotopes[J]. International Journal of Earth Sciences, 2000, 89(3): 563-568. DOI: 10. 1007/s005310000128.

REVIEW OF RESEARCH ON QUATERNARY PALEOCEANOGRAPHY OF THE SIBERIAN ARCTIC SEAS

Jia Fufu1, Sha Longbin1,2, Li Dongling1, Liu Yanguang2,3

(1Department of Geography and Spatial Information Technology, Ningbo University, Ningbo 315211, China;2Laboratory for Marine Geology, Qingdao National Laboratory for Marine Science and Technology, Qingdao 266061, China;3Key Laboratory of Marine Sedimentology and Environmental Geology, First Institute of Oceanography, MNR, Qingdao 266061, China.)

The Arctic is one of the most sensitive areas to global climate change because of its strong influence on global thermohaline circulation and atmospheric circulation. In particular, changes in Arctic sea ice and sea level have affected the opening and closure of the Bering Strait, water mass exchange and ocean circulation, as well as exposure of Arctic continental margins. The Chukchi, East Siberian and Laptev seas are the largest marginal seas in the Arctic Ocean and have undergone significant oceanographic changes during glacial–interglacial cycles. In this review, we present Quaternary oceanographic and climatic changes in the Chukchi, East Siberian and Laptev seas, and then discuss advantages and disadvantages of different paleoceanographic and paleoenvironmental records based on a diverse range of proxies. In the comparatively comprehensive and systematic body of research on Quaternary paleoceanography of the Siberian Arctic seas, we found that paleoceanographic records (i.e. oceanography, sea level, sea surface temperature and salinity, sea ice) were influenced by changes in the Earth’s orbit and the amount of radiant energy reaching the Earth, as well as ice sheet mass balance, sea level changes and Arctic river discharge. We also provide suggestions for future paleoclimate and paleoceanographic research in this region.

Chukchi Sea, East Siberian Sea, Laptev Sea, Quaternary paleoceanography

2019年12月收到来稿, 2020年2月收到修改稿

国家自然科学基金(41776193, 41876215, 41876070)、青岛海洋科学与技术国家实验室海洋地质过程与环境功能实验室开放基金(MGQNLM201707)、南北极环境综合考察与评估专项(CHINARE03-02)、山东省重大科技创新工程专项(2018SDKJ0104)资助

贾福福, 男, 1994年生。硕士研究生, 主要从事微体古生物方面研究。E-mail:2860312328@qq.com

刘焱光, E-mail: yanguangliu@fio.org.cn

10. 13679/j.jdyj.20190074