西伯利亞極地海域第四紀以來古海洋環境研究進展

賈福福 沙龍濱,2 李冬玲 劉焱光

研究進展

西伯利亞極地海域第四紀以來古海洋環境研究進展

賈福福1沙龍濱1,2李冬玲1劉焱光2,3

(1寧波大學地理與空間信息技術系, 浙江 寧波 315211;2青島海洋科學與技術國家實驗室, 海洋地質過程與環境功能實驗室, 山東 青島 266061;3自然資源部第一海洋研究所, 海洋沉積與環境地質重點實驗室, 山東 青島 266061)

北極作為全球氣候變化響應和反饋最為敏感的區域之一, 對全球大氣、海洋環流等都有著深遠持久的影響。尤其是第四紀以來, 北極冰蓋的反復變化和海平面的波動不僅影響著白令海峽的關閉與開啟、水團交換和洋流系統的變化, 同時還影響著北冰洋邊緣海陸架的暴露與淹沒。西伯利亞極地海域, 包括楚科奇海、東西伯利亞海和拉普捷夫海, 作為環北冰洋最為寬闊的淺水陸架區, 其在第四紀冰期-間冰期旋回中經歷了海洋環境的重大變化。利用北冰洋主要邊緣海—— 楚科奇海、東西伯利亞海和拉普捷夫海所開展的第四紀以來古海洋環境的研究成果, 通過對比分析上述三個海域多指標重建的古海洋環境演變與古氣候記錄, 全面系統地了解第四紀以來西伯利亞極地海域的古海洋環境演變歷史, 發現古洋流、古海平面、古海水溫鹽度等古海洋環境因子的變化, 除在根本上要受地球軌道參數的周期性波動所引起的太陽入射輻射量的變化和地殼構造運動的影響外, 還受到各種正負反饋機制和放大效應引起的北極冰蓋擴張和退縮、冰川地殼均衡補償、入海徑流變化等因素的影響, 為今后北極古海洋古氣候研究工作的開展提供借鑒。

楚科奇海 東西伯利亞海 拉普捷夫海 第四紀古海洋環境

0 引言

第四紀以來, 全球氣候出現不同尺度的頻繁波動, 特別是千年尺度的氣候波動異常劇烈。而北極冰蓋所呈現的冰期-間冰期的反復變化和海平面的波動則被認為是影響北半球千年尺度快速氣候變化的重要因素。工業革命以來隨著全球變暖, 北極成為全球氣候變化響應和反饋最敏感的區域之一, 廣泛覆蓋的海冰在大氣與海洋間的熱量轉換中發揮著重要作用[1-2], 并通過一系列的正負反饋機制來影響全球的大氣環境和海洋環境[3]。受海冰變化影響: 北極海域的波弗特環流(Beaufort Gyre, BG)和穿極流(Transpolar Drift, TPD)強度增強從而抑制了北大西洋深層水的形成, 導致全球溫鹽環流發生變化[3]。北極冷空氣與西風帶長波槽脊的位置與強弱發生變化對亞洲東部與南部大氣環流產生影響, 進而導致季風系統的不穩定和異常[3]。因此, 北極地區的研究對于全球氣候變化有著極為重要的意義。

我國自1999年以來已圓滿完成了10次北極地區多學科的綜合考察, 對白令海(Bering Sea)、楚科奇海(Chukchi Sea)、加拿大海盆(Canada Basin)、楚科奇海臺(Chukchi Plateau)等北極海域開展了地質、海冰、海水和大氣等因子的系統觀測與調查。此外, 在中國國家海洋局和俄羅斯科學院遠東分院的支持下, 利用俄羅斯科考船在北冰洋西伯利亞海域實施聯合科學考察, 把調查海域進一步拓展到東西伯利亞海(East Siberian Sea)及附近海域。然而, 受各種因素的限制, 以東西伯利亞海為中心的西伯利亞極地海域研究程度參差不一。東部的楚科奇海因位于北冰洋和太平洋交匯區, 國內外均進行了相對系統的樣品采集、現場觀測和科學研究, 國內的海洋地質學研究主要集中在北部的海臺、大陸坡、海盆、北部陸架與北風脊區域, 運用粒度、元素地球化學、冰筏碎屑(IRD)、有孔蟲、介形蟲、硅藻、氧碳同位素、碳酸鹽、蛋白石(Opal)和有機碳(TOC)含量等多項古海洋學指標研究了第四紀以來的波弗特環流、太平洋水和大西洋水團的強弱變化及古海冰等古海洋環境演化(表1); 國外的相關研究則多集中在陸坡和陸架區域, 運用碳酸鹽、TOC、有孔蟲、硅藻、孢粉、溝鞭藻等地球化學與微體古生物指標分析了末次間冰期以來的海平面、海冰及溫鹽變化(表1)。而西部的東西伯利亞海和拉普捷夫海(Laptev Sea), 因主體位于俄羅斯專屬經濟區內, 研究程度相對較低, 且以國外的研究成果為主。在東西伯利亞海, 目前運用有孔蟲、孢粉與介形類等微體古生物指標研究了末次盛冰期以來的海平面及冰蓋變化(表1); 拉普捷夫海的研究則集中在陸架中東部及北部陸坡附近, 運用粒度、IRD、有孔蟲、硅藻、孢粉、溝鞭藻、碳同位素、TOC、IP25等古海洋學指標分析了早更新世以來拉普捷夫海的海平面、溫鹽及海冰等古海洋環境演變(表1)。

表1 楚科奇海、東西伯利亞海、拉普捷夫海各鉆孔研究對比

續表1

本文以楚科奇海、東西伯利亞海和拉普捷夫海三個海域所開展的第四紀以來古海洋環境研究為基礎, 通過對比分析不同指標所重建的古海洋環境演變與古氣候記錄, 全面系統地了解第四紀以來西伯利亞極地海域的古海洋環境演變規律, 從而為今后北極古海洋古氣候研究工作的開展提供借鑒。

1 區域背景

西伯利亞極地海域自東向西分布著楚科奇海、東西伯利亞海、拉普捷夫海三個邊緣海。其中, 楚科奇海位于阿拉斯加半島(Alaska Peninsula)、楚科奇半島(Chukchi Peninsula)與弗蘭格爾島(Wrangel Island)之間, 海域面積約為59.5′104km2。作為太平洋海水進入北冰洋的必經之路, 楚科奇海南北寬東西窄, 南北長約800 km, 東西寬約500 km。向南經寬約85 km、深約30—50 m的白令海峽(Bering Strait)與北太平洋的白令海相通, 向北過楚科奇海大陸坡、楚科奇海臺、楚科奇海盆、北風脊與水深超過4 000 m的加拿大深海平原(Canada Abyssal Plain)為鄰。向東經巴羅角(Barrow Point)與波弗特海(Beaufort Sea)相鄰, 向西經德朗海峽連通東西伯利亞海(圖1)。東西伯利亞海地理位置位于東側的弗蘭格爾島與西側的新西伯利亞群島(New Siberian Islands)之間, 作為北冰洋最寬的陸架海, 面積達89.5′104km2。整個海域南北窄東西寬, 南北間距400 km, 而東西間距達到1 000 km左右, 北部面向北冰洋門捷列夫海脊和馬卡洛夫(Makarov)海盆, 南部緊依俄羅斯西伯利亞大陸, 向西通過德米特里-拉普捷夫海峽(Dmitry Laptev Strait)與拉普捷夫海相連(圖1)。拉普捷夫海位于西伯利亞沿岸的泰梅爾半島(Tay-myr Peninsula)和新西伯利亞群島之間。向西連接喀拉海(Kara Sea), 面積約67.2′104km2(圖1)。

楚科奇海、東西伯利亞海和拉普捷夫海是北冰洋邊緣的主要淺陸架海。楚科奇海陸架上自西向東相間分布著赫雷德海谷(Herald Canyon)、赫雷德淺灘(Herald Shoal)、中央水道(Central Channel)、漢納淺灘(Hanna Shoal)、巴羅海谷(Barrow Canyon), 整體水深較淺, 平均水深為88 m, 且56%的海域水深低于50 m, 相對來說楚科奇海北部邊緣區的大陸坡、海臺、海盆與北風脊區域水深較深。而東西伯利亞海的海水平均深度僅有52 m左右, 其西部的德米特里-拉普捷夫海峽平均水深甚至只有12—15 m, 最小深度還不到10 m, 只有在北部大陸坡附近才有深水區。相比于楚科奇海與東西伯利亞海, 拉普捷夫海海底地形緩慢向北傾斜, 水深相對較深, 平均水深為578 m, 最大水深更是達到了3 385 m, 但陸架區近70%區域的水深小于20 m。

入海徑流是北冰洋邊緣海的主要淡水來源。楚科奇海沿岸缺乏有效入海徑流的匯入。東西伯利亞海的入海徑流主要由科雷馬河(Kolyma)與因迪吉爾卡河(Indigirka)組成, 徑流量分別為3 800 m3·s–1和1 810 m3·s–1(圖1)?？堤辜雍?Khatanga)、阿納巴爾河(Anabar)、奧列尼克河(Olenek)、勒拿河(Lena)、亞納河(Yana)自西向東匯入拉普捷夫海, 總量約為552 km3·s–1, 占北冰洋的大陸淡水總徑流量的1/4以上, 其中70%左右來自勒拿河(圖1), 勒拿河作為俄羅斯的第二大河, 流量十分驚人, 平均流量達到了17 000 m3·s–1。尤其在6月份, 峰值流量超過100 000 m3·s–1(1993), 達到了亞馬遜河的一半, 每年帶入拉普捷夫海的懸浮物總量估計約為1 750萬噸, 其中27%為有機物。

圖1 楚科奇海、東西伯利亞海、拉普捷夫海海流模式及入海徑流分布圖. 黑色實線表示表層洋流, 黑色虛線表示中層洋流[7-14]. AC—阿納德爾流; BSSW—白令海陸架水; ACC—阿拉斯加沿岸流; SCC—西伯利亞沿岸流; BG—波弗特環流; AW—大西洋水; TPD—穿極流

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、東西伯利亞海和拉普捷夫海是北冰洋季節性海冰最活躍的區域之一。楚科奇海每年從11月底到次年的4月下旬, 將近5個月的時間里覆蓋著厚達2 m左右的冰層, 5月份開始, 阿拉斯加半島沿岸率先開始解凍, 海冰沿正北到西北方向退縮, 7—8月份在洋流影響下形成灣狀結構。到8月下旬, 基本上已經沒有密集分布的海冰, 海冰外緣線北移到75°N, 9月中旬楚科奇海80%的海域成為無冰海域, 從10月開始, 海面自北向南開始凍結, 到11月底楚科奇海全面封凍。東西伯利亞海每年從11月初到次年的4月底, 在長達6個月的時間內被厚厚的海冰完全覆蓋, 5月上旬到6月底, 東西伯利亞海西部先于東部開始消融, 到9月中旬左右達到海冰覆蓋面積的最小值, 在東西伯利亞沿海形成廣闊的無冰海域, 10月初, 東西伯利亞海東部就已全面封凍, 而西部完全被海冰覆蓋則要到10月底左右。拉普捷夫海從11月到次年4月為冰封期, 海冰覆蓋率接近100%, 之后從5月初至9月中旬進入融冰期, 在4個月的融冰期內, 融冰速率保持穩定, 每月減少約20%, 至9月份達到最小值, 從10月初到11月初的1個多月的時間里, 迅速恢復到全面冰封的狀態。衛星觀測記錄表明, 近40年北極海冰年平均覆蓋以~4.4%/(10 a)的速率快速退縮(NSIDC), 而西伯利亞極地海域海冰消退面積更遠高于北極其他海域[4-6]。

楚科奇海、東西伯利亞海和拉普捷夫海主要受到北冰洋四個主要洋流系統的影響。包括:從西伯利亞大陸架向弗拉姆海峽移動的橫跨歐亞海盆的穿極流[7]; 主導美亞盆地呈順時針方向流動的波弗特環流[7]; 經白令海峽流入楚科奇海南部的太平洋水(自西向東依次形成: 低溫高鹽富營養的阿納德流、白令海陸架水和高溫低鹽的阿拉斯加沿岸流[8], 其中阿拉斯加沿岸流朝東北方向流入波弗特海陸坡, 白令海陸架水向北與波弗特環流和穿極流相遇[7]); 通過德朗海峽流入楚科奇海并與北太平洋水西支阿納德流交匯的西伯利亞沿岸流[8-9](圖1)。上述洋流混合環北極的入流淡水及冰融水共同組成極地表層水(Polar Surface Water, 0—200 m)[8, 10-11]。在極地表層水之下, 由上到下垂直方向上還分布著其他三個水團: 大西洋水(Atlantic Water, 200—1 000 m)、北極中層水(Arctic Intermediate Water, 歐亞海盆1 000—1 500 m,美亞海盆1 000—2 000 m)、北極深層水(Arctic Deep Water, 歐亞海盆>1 500 m, 美亞海盆>2 000 m)[10]。大西洋水是由溫暖高鹽的北大西洋表層水通過弗拉姆海峽沿北大西洋—挪威海進入北冰洋, 沿歐亞大陸邊緣冷卻下沉形成[11], 它穿過門捷列夫脊后分成兩支, 一支向南進入楚科奇深海平原, 另一支向北圍繞楚科奇海臺進入北風脊北部地區。大西洋水不僅輸送了主要的熱量和鹽分, 而且它的消長對北極氣候系統產生了重要影響[10]。而發源于挪威海與格陵蘭海的北極深層水則位于中層水之下[11-14]。

2 第四紀古海洋環境演變

第四紀以來, 北極中等規模冰蓋的形成和海平面的波動極大地影響著北冰洋, 北冰洋古海洋環境與古氣候由之前緩慢、不規則的變冷逐漸轉為具有明顯周期性的冷暖波動的氣候。

2.1 楚科奇海域的古海洋環境記錄

楚科奇海受波弗特環流、東西伯利亞沿岸流、太平洋水、大西洋水影響強烈, 更新世中期(大約2.7—0.7 Ma BP), 北冰洋的海水垂直混合作用弱化, 出現了咸淡水的分層現象, 影響楚科奇海的波弗特環流逐漸形成[15]。但更新世晚期(75.46—73.35 ka BP間)的波弗特環流流向可能與現在相反, 表現為逆時針方向[16-17], 通過對加拿大海盆B78孔和楚科奇海臺M03孔的IRD對比研究發現, 兩鉆孔中第二次IRD事件出現時間明顯不同, 加拿大海盆B78開始于75.46 ka BP而楚科奇海臺M03孔卻開始于73.35 ka BP, 這表明IRD可能被逆時針流向的波弗特環流從加拿大海盆搬運到楚科奇海臺[16-17](圖2)。第四紀晚期以來, 波弗特環流大致表現為冰期偏弱、間冰期偏強的狀態。在MIS2、MIS4、MIS6冰期, 北冰洋巨厚的海冰阻礙了波弗特環流, 使波弗特環流幾乎消亡。尤其在MIS2期時(包括末次冰盛期與末次冰消期早期)在楚科奇海中西部(楚科奇深海平原和楚科奇海臺)甚至覆蓋著一個靠近亞歐大陸厚達1 km的冰蓋, 從而導致各種沉積物的含量急劇下降[18], 楚科奇海臺和北風脊的沉積速率均較低[1,7-8,10-11,18-21], 且楚科奇海臺邊緣區的沉積速率高于海臺內部與海盆內部[18,22]。而在MIS1、MIS3、MIS5等間冰期波弗特環流則有所增強、范圍擴大, 楚科奇海盆內沉積了大量來自班克斯島、維多利亞島和麥肯錫地區的陸源碎屑, 其中, 發生在MIS1暖期的兩次IRD事件有顯著的指示作用, 它們分別對應末次冰消期末期的增暖和8.2 ka變冷事件后的升溫事件[16,23-24]。楚科奇海陸坡在MIS3晚期的兩次IRD事件中沉積下來的黏土礦物組成則與加拿大麥肯錫河的入海物質類似[7]。但進入全新世中期, 因為氣溫升高, 麥肯錫河流量增加, 波弗特環流通過麥肯錫河口向西輸送的陸源有機物減少[25]。

圖2 楚科奇海、東西伯利亞海、拉普捷夫海鉆孔位置分布圖(位置信息詳見表1)

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

西伯利亞沿岸流則與波弗特環流不同, 冰期時出現顯著增強。楚科奇海盆在冰期時沉積物粒度較細, Fe2O3、TiO2、K2O、Sc、V、Li、Y含量高, Mn與Co含量減少, Zr/Al值較大, 反映了海域被海冰所覆蓋, 海洋底部處于缺氧還原環境, 同時西伯利亞沿岸流不斷增強, 其攜帶的東西伯利亞海與拉普捷夫海的碎屑物質顯著增多[15]。同時, 在MIS2和MIS3早期楚科奇海大陸坡的沉積物礦物組成成分與東西伯利亞海相似, 指示了較強的西伯利亞沿岸流[7], 且每年9月是該沿岸流最強的時刻[26]。

太平洋水從上新世—更新世期間, 隨著海侵的發生開始頻繁流入楚科奇海, 尤其在MIS5期時發生了第四紀以來最大規模的海侵, 并在楚科奇海沿岸地區及白令海峽附近形成了8—10 m的海相沉積地層[27]?？偟膩碚f在MIS1、MIS5、MIS13等間冰期, Na2O/K2O、MgO/K2O比值偏高[28],表明太平洋水輸入量增大。末次盛冰期時海平面下降, 白令海峽及周圍的大陸架裸露在外,直到12—11 ka BP, 隨著海平面上升, 白令海峽才再次被淹沒[29]。在MIS1暖期全新世高海平面的狀況下, 白令海峽打開, 北太平洋的低鹽水大量輸入, 楚科奇海大陸坡ARC5-M06孔在該時期的沉積物厚度達到了56 cm[7], 同時在近500年里, 隨著氣溫的上升, 北太平洋溫鹽水輸入增多, 楚科奇海海冰覆蓋面積縮小, 浮游植物的初級生產力快速上升[30]。

大西洋水的輸入量呈現了間冰期較強、冰期較弱的趨勢。在較為溫暖的間冰期, 大西洋水往往能夠深入到楚科奇海臺; 而在較為寒冷的冰期, 大西洋水受羅蒙諾索夫脊的阻隔不能到達楚科奇海。在間冰期(MIS1、MIS5、MIS7)由于溫暖的大西洋水的輸入, CaCO3含量和浮游有孔蟲豐度增加, 而在沒有大西洋水輸入的冰期(MIS2、MIS4、MIS6), 其值幾乎下降到零。TOC和Opal的含量與CaCO3含量和浮游有孔蟲豐度變化相反, 間冰期時TOC和Opal的含量減少, 而在冰期時含量則增加[22]。由于間冰期海冰厚度變薄、范圍縮小, 使海水垂直混合作用增強, 通氣狀況變好, 富氧的底層水對TOC的降解和對Opal的溶解作用提升, 保存在沉積物中的TOC和Opal則減少; 而冰期海冰厚度變厚、范圍擴大, 使海水垂直混合作用減弱, 通氣狀況變差, 缺氧的底層水對TOC的降解和對Opal的溶解作用下降, 保存在沉積物中的TOC和Opal量就增加[16,19]。末次冰消期以來, 生活在水深1 000—2 000 m的北極中層水中的介形蟲屬成為楚科奇海臺絕對優勢屬, 說明冰期上浮的北極中層水的頂部取代了大西洋水的位置; 深水種介形蟲屬的豐度在末次冰消期以來一直較低, 而隨著海平面的上升, 在整個全新世保持在49%的高豐度狀態。同時, 全新世以來指示大西洋水的豐度升高, 說明全新世時大西洋水可以越過羅蒙諾索夫脊到達楚科奇海一帶[10], 尤其在早全新世期間, 大西洋水的輸入量增加[31], 并在0.8 ka BP左右達到最大[32]。但同位素數據顯示, 大西洋水的溫度和其流入速度在~0.6 ka BP出現降低的趨勢[32]。

在晚第三紀, 因構造運動和冰川活動, 楚科奇海經歷了幾次海進與海退[33]。進入第四紀后古海洋環境呈現出明顯的冰期-間冰期的周期性變化[17]。當MIS期數為偶數時, 氣候轉冷, 冰蓋范圍擴大, 厚度增厚, 海平面下降, 洋流循環受到抑制, 海洋生產力下降, 北美冰蓋向加拿大海盆擴展, 直至覆蓋到楚科奇海臺與北風脊, 波弗特環流受到抑制, 沉積物數量減少, 同時海平面下降了幾十米。當MIS期數為奇數時, 氣候變暖, 冰川消融, 海平面上升, 洋流循環旺盛, 海洋生產力提升[23]。其中, 末次盛冰期期間, 楚科奇海的海平面下降了約50 m[34], 進入冰消期后, 海平面開始上升, 其北部于~18 ka BP被淹沒, 南部于~ 14.5 ka BP也被淹沒[35], ~12—11 ka BP間, 海平面進一步上升, 白令海峽被淹沒[34]。在全新世早期, 海平面處于持續快速上升的狀態, 大陸架上陸相沉積物向陸地方向移動[33]。~7 ka BP時海平面接近現代高度[32]。進入全新世中晚期后, 海平面上升速度放緩, 6—5 ka BP期間, 楚科奇海南部地區的海平面只升了約1.5 m[36]。之后楚科奇海海平面雖然有所波動, 但在3 ka BP左右(最晚可達2 ka BP)逐漸趨于穩定, 蘇厄德半島(Seward Peninsula)河口沉積的泥炭14C年代表明, 自2 ka BP以來, 海平面的上升幅度小于0.5 m[36]。

目前, 楚科奇海第四紀古海冰的研究工作還相對較少, 但隨著研究手段和方法的不斷發展, 近年來研究者已獲得了該海域末次盛冰期以來的古海冰定量重建結果。末次盛冰期期間楚科奇海部分海域可能覆蓋著1 km厚的海冰, 海冰在進入冰消期后的15—12 ka BP期間逐漸融化, 無冰期從一年中的幾個星期增長到兩個月以上[32], 但在12—10 ka BP期間又再次增長[32], 無冰期在嚴寒氣候條件下再次消失, 這與新仙女木事件(Younger Dryas, YD)相對應[32]。進入全新世后, 海冰覆蓋范圍呈現千年尺度的振蕩(大約每2.5—3 ka出現一次), 在8 ka BP、6 ka BP、4 ka BP、2 ka BP左右海冰覆蓋出現最小值。此時, 楚科奇海夏季海水表層溫度在4—7℃之間波動, 高于現代的0℃; 夏季海水表層鹽度則在25‰—30‰之間變化, 并在8 ka BP、3—2 ka BP間出現峰值[29]。海冰覆蓋最小值與夏季海水表層溫度、鹽度的較大值相對應, 表明楚科奇海海冰變化的周期性可能與區域氣候變化有關[25,32]。之后在0.6—0.1 ka BP的小冰期期間, 楚科奇海陸架東南部ARC5-C01孔的極地種硅藻含量增加, 楚科奇海的海冰覆蓋又呈現出短期內的快速增長趨勢[37-38](圖2)。雖然楚科奇海的海冰覆蓋范圍在全新世有所波動, 但總體呈下降趨勢。

2.2 東西伯利亞海古海洋環境記錄

東西伯利亞海大陸邊緣的沉積環境在晚第四紀時期發生了強烈變化[39]。末次盛冰期(24—18 ka BP)期間, 氣候寒冷, 冰川擴張, 新西伯利亞群島的花粉記錄表明, 在~26—22 ka BP期間苔原草原植被比莎草植被有明顯優勢[16], 東西伯利亞海最低海平面比現代海平面低約125—130 m[40]。冰期海平面下降的深度與大陸冰蓋的擴張和退縮引起的地殼均衡變化有密切關系, 雖然淺海區域發生了輕微沉降[41], 但由于海平面下降引起的陸架卸載產生了40 m的均衡抬升, 導致海平面實際下降幅度可能小于100 m[42], 與之相關的海退引起了東西伯利亞海大陸架的大面積出露[43]。末次冰消期氣候轉暖, 融化的冰融水從14 ka BP開始逐漸引起海侵, 在新仙女木事件晚期(11.4—10.8 ka BP), 東西伯利亞海邊緣區域的海平面不僅比現在低102—108 m, 而且比根據冰川均衡校正的地球物理模型預測的也低42—47 m, 但比末次盛冰期最高點高出20—30 m[40]。之后, 隨著海平面的逐漸上升, 在東西伯利亞海北部與東部邊緣區發現的有孔蟲與底棲介形類化石, 呈現出從河流相到全海相的轉變[40,44]。全新世早期, 氣候變暖, 海平面持續上升, 海侵達到最盛。9.5—8.2 ka BP期間, 海侵和多年凍土不穩定造成東西伯利亞海的陸相有機碳輸入量達到全新世最高水平[45]。6—5 ka BP海平面達到高位, 沉積狀態穩定下來, 海侵結束[42,46]。全新世晚期氣候又有所轉冷, 4—3 ka BP海冰的覆蓋范圍明顯擴大[47]。

2.3 拉普捷夫海的古海洋環境記錄

拉普捷夫海的大陸架北部邊緣區位于距離海岸線500 km、水深50—60 m的海面下, 大陸架上分布著向北緩緩傾斜的5個大型海底谷地, 它們是由勒拿河等河流在更新世海平面較低時侵蝕形成的[48]。通過勒拿河等河流輸入拉普捷夫海的淡水占輸入北冰洋的大陸淡水總量的四分之一以上, 因此, 整個拉普捷夫海域受西伯利亞內陸徑流淡水輸入的影響較大[49]。拉普捷夫海是穿極流(西伯利亞分支)的主要海冰源地, 被視為北冰洋淡水和海冰平衡的關鍵區域[50]。此外, 拉普捷夫海還受到大西洋水(來自弗拉姆海峽與巴倫支海的暖水團)的影響[51]。末次冰消期早期隨著河流徑流量的增加, 陸源物質沿冰緣地區快速沉降形成一個混濁的底水環境[52]。但是, 隨著氣候的逐漸變暖, 巴倫支喀拉冰蓋延伸到拉普捷夫海西部的冰川開始融化, 最終形成了漂浮著浮冰的季節性開放水域, 18—16 ka BP間, 在陸架西北部的冰川沉積物中發現了4次IRD峰值[53], 此時大西洋水已經間歇性地到達了拉普捷夫海西北部的大陸斜坡, PS-51/154-11孔底部出現了亞極地浮游有孔蟲, 如和[52]。從PS-51/154-11孔的雙殼類化石和介形類化石的組合可以推測出, 16—14 ka BP間, 拉普捷夫海的底層水寒冷且貧營養[52]。末次冰消期晚期的15—12 ka BP, 通過弗拉姆海峽的大西洋水迅速增強, 但橫穿巴倫支海大陸架的東部分支還不存在, 在陸架西北部的PS-51/154-11、PS-51/159-10孔中發現了大量底棲有孔蟲[52-55](圖2)。由于氣候更加溫暖, 冰川融水及河流徑流量增加, 導致表層海水的淡化, 混合流入的大西洋水形成了新的陸架水團[50,52]。拉普捷夫海西北部形成了一個具有強烈水柱分層的陸架水團環境, 不利于北極浮游有孔蟲生長[53-54]。全新世初期, 拉普捷夫海大陸架的海洋環境逐漸形成。東拉普捷夫海的北部陸架區由河口環境轉變為海洋環境[50,52,54-64], 如位于東北陸架區邊緣的PS51/135-4孔(水深51 m)在11.3—9.2 ka BP期間,由以淡水硅藻為主(80%—90%)、鹽度小于9‰的河口環境轉變為以暖水溝鞭藻(如,,spp.)為主的海洋環境(淡水硅藻比重下降50%)[50](圖2)。同時這種轉變也表現在內外陸架的鹽度研究中, 外陸架的鹽度在~8.6—7.5 ka BP期間上升到接近現代值的15‰—16‰, 內陸架在大約1—1.5 ka BP后也達到這個水平, 并且淡水硅藻相對豐度下降至現代水平的8%—23%[50]。而西拉普捷夫海方面, 在8—6 ka BP期間, 哈坦加河中的石榴石和不透明礦物含量急劇下降, 指示了哈坦加河沉積中心向陸地的移動[62]; 從全新世早期直到7.5 ka BP, 陸架北部陸源有機質的長期減少和海洋有機質的同期增加, 也指示了海洋環境的發展[64]。

早更新世到末次盛冰期, 拉普捷夫海的氣候在冰期與間冰期之間轉換[28]。在末次盛冰期, 西伯利亞腹地的非冰川氣候比今天更加寒冷干燥, 導致夏季河流流量減少[65]。26—16 ka BP, 在比科夫斯基半島(Bykovsky Peninsula)(圖2)發現植被以禾本科植物群落為主, 包括石竹科、菊科和卷柏科, 指示極為寒冷干燥的氣候[66]。24—18 ka BP之間, 勒拿河三角洲西部的沉積物中有殼變形蟲()顯示出較低的豐度和較差的多樣性, 也指示了該地區末次盛冰期寒冷干燥的環境[67]。末次冰消期早期的18—15 ka BP間, 拉普捷夫海區域氣候仍然寒冷, 大部分地區依舊覆蓋著永久性海冰, 離岸永久凍土的最大厚度達到了750—800 m, 雖然河流徑流量有所增加, 但仍非常小[54,66-68],末次冰消期晚期的15—12 ka BP, 氣候更加溫暖, 新仙女木時期, 拉普捷夫海近岸的比科夫斯基半島的孢粉記錄顯示, 該地區在距今12 ka BP左右氣候極為寒冷[66]。全新世初期氣候比現在更溫暖, 根據花粉重建的溫度結果表明10—7.6 ka BP(11.5—8.4 ka BP)期間, 溫度比現在高出4℃[26]。勒拿河三角洲以西約150 km的沉積物中, 9.5 ka BP左右灌木苔原植被以sect和花粉為主, 有殼變形蟲在9.4—3.7 ka BP期間多樣性增強, 指示了更高的溫度和濕度[67]。9 ka BP時, 泰梅爾半島氣溫達到14℃左右, 比目前高4—8℃[59]。在7.6 ka BP之后氣候又逐漸轉冷, 拉普捷夫海沿海地區和北極苔原區的灌木植被消失[26]。但7.3—5.3 ka BP期間, 拉普捷夫海東部大陸架部分比現在還要溫暖, 海岸上的植被以灌木苔原和森林苔原為主[60-61]。受北大西洋和北極振蕩模式的影響, 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, 最大值出現在5.4—2 ka BP之間, 指示了氣候的頻繁波動[53]。西北陸坡區在~7.2 ka BP之后氣候轉冷, 千枚巖與IRD的含量增加, 冰蓋擴張[53]。然而中部陸架古河道上的孢粉記錄發現, 喬木花粉比例急劇增加, 莎草科植物數量減少, 草、藜科和石竹科等旱生植物花粉數量增加, 這表明中部陸架區中全新世期間暖干的氣候特點[69]。進入晚全新世之后, 拉普捷夫海沿岸在3.7 ka BP和3.3 ka BP出現了樺樹灌木花粉, 這表明當時該地區氣候較現在溫暖, 適宜矮樺樹灌木的生長[25]。而3.5—3 ka BP北部陸坡區在大西洋水的輸入和大氣–海洋相互作用的影響下, 底層生物組合與IRD發生變化, 水體循環加劇、氣候變冷[55]。2.7 ka BP時, 中部陸架古河道區域樹木花粉的下降、苔原草本植物和苔蘚的增加, 也指示了北極苔原寒冷無樹的氣候[69]。2.5—0.9 ka BP期間, 拉普捷夫海東部以較低的海水表層溫度和長時間的季節性海冰覆蓋為主要特征, 其季節性海冰覆蓋時間每年超過10個月[70-71]。但即便如此, 拉普捷夫海的海水表層溫度仍比今天要高[71]。Matul等[72]通過對拉普捷夫海南部的研究也發現晚全新世期間(2.3 ka BP)氣候溫暖: 海水種硅藻(既能耐寒, 也能耐中冷, 又能耐中高溫)的比例增加, 有孔蟲多樣性、豐度和保存程度提高, 喬木和灌木花粉含量升高。之后, 晚全新世晚期的氣候出現波動: 如1.9—1.6 ka BP的羅馬暖期, 1.6—1.1 ka BP中世紀初期的變冷, 1.1—0.6 ka BP的中世紀暖期, 約0.6—0.1 ka BP的小冰期[72]。其中, 從底棲有孔蟲的多樣性和豐度的增加、暖水種硅藻的出現以及森林苔原花粉的存在來看, 中世紀變暖的程度超過了現代的“工業”變暖[72]。

早更新世到末次盛冰期, 拉普捷夫海的海平面同樣受冰期與間冰期轉換的影響[28]。在MIS3間冰期期間, 通過研究高分辨率的海底剖面發現當時的河口更靠近大陸架邊緣[73]。地球物理及模型反演結果表明, 末次盛冰期期間拉普捷夫海被海冰覆蓋, 海平面下降了約100—120 m, 但冰期海平面下降的深度與大陸冰蓋的擴張和退縮引起的地殼均衡變化有密切關系, 由于海平面下降引起的陸架卸載產生了40 m的均衡抬升, 導致海平面實際下降幅度小于100 m[42]。在末次盛冰期期間, 整個拉普捷夫海的大陸架暴露在外, 形成了黃土-冰川平原, 該平原覆蓋著由冰成和風成沉積物組成的永凍層序列[73-74], 上面還分布著康坦加河、阿納巴爾河、奧列尼克河、勒拿河、亞納河的古河谷[53,65,75]。末次冰消期時期(14 ka BP), 大規模海侵開始[57], 到12 ka BP海平面加速上升了30—50 m[64]。新仙女木時期, 海平面再次下降, 陸架上甚至恢復了河流沉積的特征[58]。全新世初期(11.1 ka BP)拉普捷夫海的海平面比現在低50 m左右[61], 之后直到9 ka BP海平面上升, 在其影響下亞納河沉積中心向南移動了180 km[50], 在全新世初期的6 ka里由于氣溫升高導致海平面上升了60 m[58], 拉普捷夫海大陸架和近海的永凍土由于氣溫升高和海平面上升而退化[62-63]。到全新世中期, 拉普捷夫海區域的海平面已經接近其現代位置[76], 直到全新世晚期(3.5—2 ka BP左右), 海平面在約1 500年的時間內下降10 m左右[77]。

綜上所述, 古洋流、古海水溫鹽度、古海平面與冰蓋、古海冰等古海洋環境因子共同組成了楚科奇海、拉普捷夫海、東西伯利亞海的古海洋環境。而古海洋環境的演化在根本上則取決于地球軌道參數的變更和地質構造活動, 以及由此所引發的正負反饋機制的影響。

3 總結與展望

北極地區古海洋環境研究在全球氣候變化研究中具有重要意義。本文選取楚科奇海、東西伯利亞海和拉普捷夫海為研究區域, 總結了近年來西伯利亞北極海域第四紀以來古海洋古氣候研究的進展情況。

1. 楚科奇海北部海域自更新世中期以來的古海洋環境主要是在冰期-間冰期的波動下受到波弗特環流、太平洋水、大西洋水、東西伯利亞沿岸流勢力消長的控制, 南部陸架區則以海平面變化為主; 東西伯利亞海域自末次盛冰期以來的古海洋環境主要是受冰蓋擴張和退縮、入海徑流、海底地形及冰川性地殼均衡補償的影響與控制, 海平面發生波動, 在末次盛冰期海平面整體下降, 而末次冰消期以來海平面呈總體上升趨勢; 拉普捷夫海域自早更新世以來的古海洋環境在海底地形、洋流活動、入海徑流與冰蓋擴張和退縮影響下, 海平面在冰期較低、間冰期高, 陸架水團的性質與河流沉積中心也發生相應的波動。

2. 第四紀以冰期與間冰期的氣候波動與全新世以來千年尺度的氣候震蕩在三個海域的古環境研究中均有一定程度的響應。

3. 在時間尺度上, 大多關注末次冰消期以來的古環境演變, 而末次冰消期之前的古海洋研究記錄較為缺乏, 尤其是海平面變化與海冰演化方面的研究相對更少; 在空間分布上, 多集中在楚科奇海域, 而東西伯利亞海和拉普捷夫海的研究成果則相對較少, 對該區域古海洋環境演變系統的認識還不是很清晰。

此外, 通過對西伯利亞極地海域古海洋環境研究的對比分析, 發現該區域古海洋研究中仍有很多問題亟待解答。例如, 東西伯利亞海和拉普捷夫海古環境的變化對穿極流的影響, 及與北大西洋和北極振蕩模式有多大程度的關聯。18—15 ka BP期間的某個時間大西洋水到達北極, 但大西洋水通過巴倫支海大陸架到達北極的具體路徑及準確時間尚無定論。因此, 開展長時間尺度的多指標綜合研究是今后北極地區古海洋研究的主要方向, 將有利于我們對北極古海洋環境有更深和更系統的了解, 也對全球古海洋古氣候研究具有重要意義。

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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月收到來稿, 2020年2月收到修改稿

國家自然科學基金(41776193, 41876215, 41876070)、青島海洋科學與技術國家實驗室海洋地質過程與環境功能實驗室開放基金(MGQNLM201707)、南北極環境綜合考察與評估專項(CHINARE03-02)、山東省重大科技創新工程專項(2018SDKJ0104)資助

賈福福, 男, 1994年生。碩士研究生, 主要從事微體古生物方面研究。E-mail:2860312328@qq.com

劉焱光, E-mail: yanguangliu@fio.org.cn

10. 13679/j.jdyj.20190074