沉积物冰骨魔君

第26卷第1期极地研究Vol.
26,No.
12014年3月CHINESEJOURNALOFPOLARRESEARCHMarch2014[收稿日期]2013年7月收到来稿,2013年10月收到修改稿[基金项目]国家自然科学基金项目(40176136,41106166)和南北极环境综合考察与评估专项(CHINARE2012-01-02,CHINARE2013-01-02,CHINARE2013-04-01,CHINARE2013-03-02)资助[作者简介]陈志华,男,1970年生.
博士,研究员,主要从事海洋地质学研究.
E-mail:櫑櫑櫑櫑櫑櫑櫑櫑櫑櫑毀毀毀毀chenzia@fio.
org.
cn研究论文末次冰消期以来白令海盆的冰筏碎屑事件与古海洋学演变记录陈志华1,2陈毅1,3王汝建4黄元辉1,2刘欣德1王磊4邹建军1,2(1国家海洋局第一海洋研究所,山东青岛266061;2海洋沉积与环境地质国家海洋局重点实验室,山东青岛266061;3中国科学院青藏高原研究所,北京100085;4同济大学海洋地质国家重点实验室,上海200092)提要通过对白令海盆中部BR02岩芯高分辨率的颜色、粒度和元素地球化学地层的研究发现:(1)该岩芯较为完整地记录了末次盛冰期结束以来(约16.
3kaBP)的多期冰筏碎屑事件,包括H1、OD、YD和北方2期,其中以H1和YD最为显著,反映了末次冰消期以来该地区海冰/冰山以及区域性冰川的消长变化;(2)BR02岩芯上部17—25cm段出现富Mn、富Ba的氧化型沉积,说明在全新世高海面时期,白令海与北太平洋、北冰洋之间的水体交换达到极点,白令海环流加强,海盆底层水含氧状况明显改善,并引发海洋生产力增加;(3)CaO、Na2O、Sr、Zr及Na2O/K2O比值的分布说明,海盆冰筏碎屑主要来自富碳酸盐的育空河流域,其次为阿拉斯加半岛和阿留申群岛等火山岩区;岩芯上部Na2O/K2O比值的递增暗示10kaBP以来与火山物质输运有关的北太平洋入流(阿拉斯加流)可能增加.
关键词白令海盆末次冰消期冰筏碎屑事件底层水富氧事件古海流doi:10.
13679/j.
jdyj.
2014.
1.
0170引言白令海位于太平洋的最北端,面积为2.
29*106km2,是全球第三大边缘海,也是一个环境、气候条件特殊的亚北极海洋.
由于其与北冰洋的物质和能量交换、高生产力以及在北太平洋中层水形成中的作用等使其成为全球变化研究的重点区域,以及了解现在和过去北极变化的关键地区之一.
白令海北浅南深,主要由两部分组成.
白令海北部或东北部为浅水陆架,通过白令海峡(平均深度为45m)与北冰洋相通,晚第四纪冰期-间冰期海峡的周期性开合对全球大洋温盐循环和气候变化具有重要影响[1];白令海南部或西南部为深水海盆(包括科曼多尔海盆、巴韦尔斯海盆和阿留申海盆),以阿留申群岛为界与北太平洋分开,又通过群岛之间的水道彼此沟通.
海区地处副极地气候带,大部分陆架区现代海冰覆盖时间少于3个月,北部的阿纳德尔湾和白令海峡等地可持续6个月,3月份海冰扩张的最大范围可达陆坡区[2](图1),而晚第四纪冰期则可能是大面积冰封,不过,目前对此争议较大[3-4].
白令海水团分上层水、中层水和深层水[5-6];海盆区表层环流表现为气旋涡流,南部为阿拉斯加流(AS),北部为白令海陆坡流(BSC),西部为堪察加流(KS);水团和海流的发育与北太平洋-白令海-北冰洋之间的水体交换关系密切,是全球大洋温盐循环的关键环节[7].
由于白令海位于亚北极海域,碳酸盐补偿深度浅,海底沉积物中普遍缺乏钙质生物壳体,长期以来古海洋学的研究甚少[9-11].
只是在近十多年来,随着北极研究的逐渐深入,古海洋学方面的研究才有了长足的发展,国内外众多学者从硅藻、放射虫、有孔虫以及地球化学等角度来探讨海区的古环境和古气候问题,包括晚第四纪海冰扩张与消退、古生产力、表层环流与水团结构等,但这些记录多局限于北部陆坡区以及希尔绍夫脊(ShirshovRidge)和鲍尔斯脊(BowersRidge)等[12-25]海脊上,有关深水海盆区的记录较少且较粗略.
本文基于对白令海盆BR02岩芯高分辨率的颜色反射率、粒度和元素地层学研究以及精细的年代地层对比,综合探讨了末次盛冰期结束以来该海盆的冰川与底层水演化记录.
1材料和方法本文的研究材料来源于2008年中国第三次北极科学考察在白令海盆中部获取的BR02岩芯.
岩芯取样位置见图1,取样点坐标为174°38.
740'E、56°57.
874'N,水深为3805m.
岩芯原长194cm,各学科综合分析数据统一至191cm.
岩芯分析包括AMS14C测年、颜色反射率测量、粒度分析、XRF及ICP-AES元素分析等.
岩芯的AMS14C测年以酸不溶有机碳和有孔虫为材料,测试分析在美国伍兹霍尔海洋研究所(WHOI)和Beta实验室完成;数据校正采取Fair-banks0107方法[26],所用碳储库年龄从网上查得为467a[27].
沉积物的颜色反射率通过MinoltaCM-2002手持式光谱光度计获得,以L*、a*、b*色空间参数表示.
粒度分析通过Mastersizer2000型激光粒度分析仪获取,样品上机测试前经过去除有机质、碳酸钙、生物硅、洗盐等步骤.
岩芯剖开后,在同济大学海洋地质国家重点实验室整体进行了XRF元素扫描,扫描间距为1cm,获取数据191组;同时,以2cm为取样间距,4cm为分析间距,在国家海洋局第一海洋研究所海洋沉积与环境地质国家海洋局重点实验室对48个样品进行了常微量元素的ICP-AES分析.
为了将高分辨率的元素扫描数据用元素含量直观地表示出来,本文对上述两种方法获得的元素数据进行了对接;文中Al2O3、Fe2O3、CaO、K2O、MnO、Sr、Ba、Zr数据为换算含量,即先分别求出岩芯各元素XRF扫描峰面积的平均值和ICP-AES测量平均值,得到两者之间的换算比例,然后将XRF扫描元素结果转换成元素的表征含量;仅MgO、Na2O、Li数据为ICP-AES实测含量,Si/Al比值为XRF的扫描峰面积之比.
图1研究区水深、环流及岩芯取样位置.
AS—阿拉斯加流;BSC—白令海陆坡流;KS—堪察加流Fig.
1.
Waterdepths,circulationandcoringsiteinthestudyarea81极地研究第26卷2结果2.
1岩芯地层特征与年代框架岩芯岩性地层自上而下划分为5个大层,13个小层(图2).
结合岩芯的5个AMS14C测年数据(表1)、岩芯颜色反射率和粒度变化曲线以及与北格陵兰冰芯(NGRIP)氧同位素曲线[28]和白令海东部海域的年平均气温变化曲线[29]的对比,综合确定岩芯的年代框架(图2、表2).
各层段基本特征简述如下:第一大层:0—45.
5cm,总体为浅绿色黏土质粉砂,以粉砂为主,黏土次之,砂含量小于5%.
中部17—25cm段呈灰色-褐灰色,粉砂含量略有增加,分选较好,沉积物颜色反射率参数L*、a*、b*均显著增大,沉积物显褐色调,氧化性明显,其中的硅藻含量也较高.
从综合地层年代框架来看,该层总体属于全新世冰后期沉积,对应年龄为3.
9—10kaBP,可分为3个小层:(1)0—17cm为全新世亚北方期沉积,对应年龄为3.
9—6.
0kaBP;(2)17—25cm为全新世高海面期氧化型沉积,对应年龄为6.
0—7.
0kaBP;(3)25—45.
5cm为全新世大暖期(HoloceneThermalMaximum)沉积,对应年龄为7.
0—10.
0kaBP.
全新世大暖期在中高纬度地区记录明显,但各地出现时间不一[30],从白令海东部海区年平均气温变化曲线[29]来看,尽管该地区年平均气温在12kaBP左右就已接近现在的水平,但气温的最高值大体出现在10—7kaBP之间(图2).
图2BR02岩芯岩性地层及年代框架.
图右侧为北格陵兰冰芯(NGRIP)氧同位素曲线[28]和白令海东部海域的年平均气温变化曲线[29].
YD—新仙女木冰阶(YoungerDryasStadial),B-OD-A—Blling间冰阶(BllingInterstadial,B)、中仙女木冰阶(OlderDryasStadial,OD)和Allerd间冰阶(AllerdInterstadial,B)旋回,H1为Heinrich1期(Heinrichevent1),LGM为末次盛冰期(LastGlacialMaximum)Fig.
2.
LithogicstratigraphyandagemodelofCoreBR02表1BR02岩芯AMS14C测年数据与年龄校正Table1.
AMS14CandcalibratedagesofCoreBR02岩芯深度/cm测年材料AMS14C年龄/a当地碳储库年龄/a日历年/a(1950年以前)备注16—18有机碳5890±304676175±45Beta实验室42—44有机碳8490±404678835±110伍兹霍尔海洋研究所72—74有孔虫11350±5046712734±50Beta实验室84—86有机碳12650±6046713913±73伍兹霍尔海洋研究所190—191有机碳14410±6046716176±134Beta实验室91第1期陈志华等:末次冰消期以来白令海盆的冰筏碎屑事件与古海洋学演变记录第二大层:45.
5—57cm,该层上部为深灰色粉砂或砂质粉砂,下部为灰色黏土质粉砂,属全新世早期北方期过渡沉积,可分为2个小层:(1)45.
5—52cm段沉积物含10%—20%的砂,对应年龄为10.
0—11.
0kaBP,属北方2期冰-海混合沉积;(2)52—57cm段沉积物基本不含砂,对应年龄为11.
0—11.
5kaBP,属北方1期正常深海沉积.
第三大层:57—83cm,为黑色粉砂质砂或粉砂,对应年龄为11.
5—13.
0kaBP,属冰消期新仙女木冷期(YoungerDryasStadial,YD)富冰筏碎屑沉积;沉积物以粉砂为主,含10%—70%的砂,砂的平均含量达29%.
新仙女木冷期在白令海[31]和阿拉斯加[32]等地均有记录,是该地区冰川扩张并崩解入海的一个重要时期.
第四大层:83—118cm,总体为灰色黏土质粉砂,局部粒度较粗,属冰消期B/A间冰阶夹中仙女木旋回沉积(Blling-OlderDryas-Allerd,B-OD-A),可分为3个小层:(1)83—96cm为灰色黏土质粉砂,砂含量小于5%,对应年龄为13.
0—14.
0kaBP,属Allerd间冰阶(AllerdInterstadial,A)正常深海沉积;(2)96—101cm为黑色含砂质粉砂或粉砂,砂含量在5%—15%之间,对应年龄为14.
0—14.
3kaBP,属中仙女木冰阶(OlderDryasStadial,OD)冰-海混合型沉积;(3)101—118cm为灰色黏土质粉砂,砂含量极少,对应年龄为14.
3—15.
0kaBP,属Blling间冰阶(BllingInterstadial,B)正常深海沉积.
第五大层:118—191cm,该层以Heinrich1(H1)期富冰筏碎屑沉积为主,底部188—191cm大致对应于末次盛冰期(LastGlacialMaximum)的结束.
H1期沉积不均匀,自下而上可分为a、b、c层:(1)188—148cm为黑色砂质粉砂,砂含量为2.
3%—29.
3%,平均值达18.
3%,对应年龄为16.
2—15.
7kaBP,为早期富冰筏碎屑快速沉积层;(2)148—141cm为灰色黏土质粉砂,砂含量小于5%,对应年龄为15.
7—15.
5kaBP,为中期正常深海沉积,从白令海东部海区的年平均气温变化曲线[29]来看,该时段温度大约升高0.
6℃—0.
8℃[29],类似特征在NGRIP氧同位素曲线上亦有所反映(图2);(3)141—118cm为黑色砂质粉砂,其中砂的含量范围为25%—68%,平均值达41.
8%,对应年龄为15.
0—15.
5kaBP,为晚期富冰筏碎屑沉积.
岩芯底部188—191cm为灰色粉砂或黏土质粉砂,年龄在16.
2kaBP左右,推断为末次盛冰期结束后的一个小暖期;据白令海东部海域的年平均气温变化曲线,16.
2—20kaBP为一段相对温暖的时期,其时年平均气温比现在约低1.
7℃—3℃[29],较H1期温度略高.
从综合地层年代来看,BR02岩芯顶部年龄在3.
9kaBP左右,底部年龄在16.
3kaBP左右,岩芯平均沉积速率为15.
4cm·ka-1左右,期间记录了多期冷暖变化和多次冰筏碎屑事件.
总体来说,冰筏碎屑事件期间的沉积速率要高于暖期和冰后期正常深海沉积速率(表2).
表2BR02岩芯各层段年龄与沉积速率估算Table2.
ThecalculatedagesandsedimentationratesformainsectionsinCoreBR02岩芯深度/cm持续时间/(kaBP)沉积速率/(cm·ka-1)沉积期0—173.
9—6.
08.
10全新世亚北方期正常深海沉积17—256.
0—7.
08.
00全新世高海面期氧化沉积25—45.
57.
0—10.
06.
83全新世大暖期正常深海沉积45.
5—5210.
0—11.
06.
50全新世北方2期冰-海混合沉积52—5711.
0—11.
510.
00全新世北方1期正常深海沉积57—8311.
5—13.
017.
33新仙女木期富冰筏碎屑沉积83—11813.
0—15.
017.
50Blling-OlderDryas-Allerd深海沉积118—18815.
0—16.
258.
33H1期富冰筏碎屑沉积188—19116.
2—16.
330.
00末次盛冰期末小暖期正常深海沉积2.
2沉积物的粒度特征岩芯沉积物的粒度组成及特征参数随年龄的变化曲线见图3.
砂的含量范围为2.
33%—36.
82%,平均值为18.
49%;粉砂的含量范围为27.
07%—91.
92%,平均值为67.
55%;黏土的含量范围为0.
37%—70.
28%,平均值为13.
95%.
沉积物以粉砂为主,砂次之,黏土最少,砂的成层出现使之明显有别于一般深海黏土沉积,反映出高纬度地区海冰-冰山对沉积物搬运的特殊贡献.
如图3所示,岩芯沉积物中砂的峰值主要出现在16.
2—15kaBP(H1)、13—11.
5kaBP(YD)和11—10kaBP(北方2期)等时段,大体与北大西洋冰筏碎屑事件和全球性的冷事件[28]相对应,说明区域性冰川扩张或水温02极地研究第26卷下降等是白令海盆冰筏碎屑记录的重要前提.
除个别层位受砂的稀释作用影响外,粉砂含量的变化与砂的变化大体一致,由于冰筏碎屑通常粗细混杂,砂和粉砂在一定程度上表现出同源性.
黏土含量的变化与砂正好相反(图3),它们在10—4kaBP(全新世大暖期、高海面期和亚北方期)、13.
0—15.
0BP(B/A)等时段沉积物中含量高,其时砂的含量均小于5%,说明当时的白令海盆很少受海冰和冰山的影响,其环境与现在基本相似.
除砂、粉砂和黏土组分外,沉积物平均粒径和偏态系数的变化亦较为明显.
如图3所示,岩芯沉积物平均粒径的变化范围为3.
79—7.
57Φ(5.
52—72.
14μm),平均值为6.
12Φ(19.
89μm);平均粒径在10—4kaBP(全新世大暖期、高海面期和亚北方期)、13.
0—15.
0BP(B/A)等时段基本处于同一水平,在7Φ左右变化,仅在14.
0—14.
3kaBP(OD)出现了短暂的粗化(图3).
与平均粒径不同的是,沉积物偏态系数Ku除了在各冰筏碎屑沉积层较大外,在全新世大暖期和亚北方期也有明显的正偏效应,唯独全新世高海面期氧化沉积物(7.
0—6.
0kaBP)的偏态系数较小,暗示该时期白令海盆沉积物搬运方式单一,冰筏搬运可能完全中止.
如图3所示,采用不同的粒级组分来指示冰筏碎屑,其结果差异较大.
如用北极地区冰筏碎屑的经典指示粒级>150μm来反映本岩芯冰筏碎屑的变化情况,结果发现>150μm粒级基本上局限在H1c段(15.
5—15kaBP)和YD期(13—11.
5kaBP),即使在砂含量很高的H1a段(16.
2—15.
7kaBP)也可以忽略不计,说明不同海区海洋环境及周边陆地冰川环境不同,冰筏碎屑的特征粒级会发生变化.
由于BR02岩芯位处白令海盆的中部,海域气温和水温南高北低,冰山的大小和负载能力会随着离岸距离的增大而减小,来自北部的冰山只有足够大才能维持自身的存在,并将粗颗粒碎屑物质带往离岸较远的深水盆地沉积下来.
图3BR02岩芯粒度组成及特征粒度参数的变化.
图右侧为NGRIP氧同位素曲线[28]和白令海东部海域的年平均气温变化曲线[29],有关字母代表的含义同图2Fig.
3.
GrainsizecompositionsandcharacteristicparametersofCoreBR022.
3元素地球化学特征典型常量元素(氧化物)和微量元素随年龄的变化曲线见图4、图5,大体可分为4组:第一组:包括Fe2O3、MgO和微量元素Li等,它们的含量变化与黏土、沉积物平均粒径等的变化相似,在10—4kaBP、11.
5—11kaBP和15.
0—13.
0kaBP等时段富黏土型正常深海沉积物中含量较高,在16.
2—15kaBP(H1)、13—11.
5kaBP(YD)和11—10kaBP(北方2期)等时段富砂、富冰筏碎屑沉积物中含量较低.
第二组:包括CaO及微量元素Sr、Zr等,其含量变化与砂的含量变化基本一致,在16.
2—15kaBP12第1期陈志华等:末次冰消期以来白令海盆的冰筏碎屑事件与古海洋学演变记录(H1)、13—11.
5kaBP(YD)和11—10kaBP(北方2期)等时段的富砂沉积物中含量高,唯一的例外是在7.
6—7.
4kaBP附近有一个小峰.
Ca、Sr的同步富集通常与碳酸盐有关,包括海洋生物成因碳酸盐和陆源碎屑成因碳酸盐,从它们的富集层位来看,应以冰筏碎屑成因的陆源碳酸盐为主,并可能来自富碳酸盐的育空河流域.
该流域沉积物中碳酸盐含量可达15%—20%[33].
Zr为高场强元素,在海洋沉积物中易为黏土矿物、铁锰氧化物-氢氧化物等吸附,也常以锆石等重矿物形式富集于粗碎屑沉积物中[34],Zr在BR02岩芯沉积物中的选择性富集说明粗颗粒冰筏碎屑对Zr的分布起主导作用.
第三组:包括Al2O3、K2O及一些黏土吸附性元素(本文未列出),它们的含量变化介于上述两组元素之间,既偏向于在富黏土沉积物中富集,亦与海洋生源组分的稀释作用以及冰筏碎屑的物质组成等有关,它们在7—4kaBP段沉积物中含量较低,在11.
5—11kaBP、15.
0—13.
0kaBP等时段的富黏土和粉砂沉积物中含量较高.
第四组:包括MnO和微量元素Ba,其显著特征是在全新世氧化型沉积物中(6.
0—7.
0kaBP)含量特别高.
Mn为典型的变价过渡金属元素,在底层海水、沉积物、孔隙水之间的循环很大程度上受控于海底的氧化还原条件,并趋向于在氧化型沉积物中富集[35].
海洋沉积物中Ba的异常通常与海洋生产力有关,沉积物中的过剩Ba或重晶石被视为海洋生产力的替代指标和指示矿物[36];在高纬度地区,重晶石的形成与硅藻的生长有着密切的关系,多出现在富含有机质和硅质生物壳体的沉积物中,重晶石内部也常常含有少量的有机质或生物碎片[37].
从BR02岩芯中MnO、Ba富集的一致性来看,7.
0—6.
0kaBP在白令海盆应该是一个海洋生产力高、底层水富氧的特殊时段.
除上述元素外,如图4、图5所示,岩芯沉积物中Na2O及Na2O/K2O比值的变化比较特殊.
Na2O在岩芯下部16.
2—15kaBP段沉积物中含量较高,在上部11.
5—4kaBP段沉积物中有向上递增的趋势;与Na2O相比,Na2O/K2O比值在10kaBP以前沉积物中的旋回变化明显,其高值区间与富砂的冰筏碎屑层基本一致.
Na是典型的亲石性元素,在海洋沉积物中Na的分布受长石、蒙皂石、辉石等火山成因矿物影响,并趋向于在化学风化作用较弱的沉积物中富集[34].
白令海位于太平洋板块、欧亚板块和北美板块的结合部,其周边的阿留申群岛、阿拉斯加半岛、堪察加半岛等地火山岩和现代火山活动分布十分普遍.
从BR02岩芯CaO、Na2O、K2O、Sr、Zr以及Na2O/K2O比值的分布综合来看,火山源物质可能对冰消期富冰筏碎屑沉积和冰后期正常深海沉积均有影响,但对后者的影响更为明显.
16.
3—10kaBP段沉积物中Na2O/K2O比值的旋回变化一图4BR02岩芯沉积物中常量元素含量变化.
图右侧为NGRIP氧同位素曲线[28]和白令海东部海域的年平均气温变化曲线[29],有关字母代表的含义同图2Fig.
4.
VerticaldistributionsofmajorelementsinCoreBR0222极地研究第26卷图5BR02岩芯沉积物中微量元素及特征元素比值的分布.
图右侧为NGRIP氧同位素曲线[28]和白令海东部海域的年平均气温变化曲线[29],有关字母代表的含义同图2Fig.
5.
VerticaldistributionsofminorelementsandcharacteristicratiosinCoreBR02方面反映了冰筏碎屑沉积物风化程度较弱,另一方面也说明它们可能含有较多的火山物质,如来自阿留申群岛甚至堪察加半岛等火山岩区.
10kaBP以来Na2O/K2O比值的逐渐增大则暗示该时期火山物质的影响增大,是受该地区火山喷发活动影响还是沉积物搬运动力发生了改变从岩芯沉积物特征来看,应该更偏向于后者.
随着冰后期海平面的上升,自北太平洋进入白令海的入流增加,入流(阿拉斯加流)绕阿留申群岛流动,携带来的火山物质也会增加.
3讨论3.
1末次冰消期以来白令海盆冰筏碎屑事件与海冰/冰山状况白令海地处副极地气候带,西伯利亚和阿拉斯加两大干冷气候区之间,该地区晚第四纪冰川历史记录十分有限,并存在很大争议,特别是有关堪察加地区和西伯利亚东北部地区的冰川以及低海面时期白令海出露区的记录知之甚少[3-4].
比较流行的观点认为,晚更新世冰期(晚威斯康星冰期),包括白令海峡在内的白令海东北部陆架几乎全部暴露成陆地,气候干冷,大陆冰川主要局限在阿拉斯加和西伯利亚东北部山区,但没有足够证据表明当时的白令海陆架也被冰川覆盖[4,38-39].
另一类观点认为,晚威斯康星冰期白令海周边地区曾形成巨厚的东西伯利亚冰盖和白令海洋冰盖;其中,白令海洋冰盖以楚科奇海、白令海和波弗特海陆架为基底,从北部跨越楚科奇半岛(ChukchiPeninsula)和苏厄德半岛(Se-wardPeninsula),穿过白令海峡进入白令海,然后与阿留申-司令脊(Aleutian-CommanderRidge)支撑的厚层漂浮冰架相连[3,40].
与西岸的西伯利亚相比,白令海东岸的阿拉斯加地区晚更新世及全新世的冰川历史相对较为清晰.
该地区现代山岳冰川发育,覆盖面积达75000km2,是北美现存最大的山岳冰川[41];而在末次盛冰期,冰盖面积大约是现在的10倍,且冰川多扩展到海拔较低的沿海地区[42].
从阿拉斯加海岸山脉向南、横跨育空和加拿大不列颠哥伦比亚省的大部分区域,众多冰帽和山麓冰川拼接起来,构成巨大的科迪勒拿冰盖(CordilleranIceSheet)的西北部延伸体,一些地方冰盖最大时厚度超过2km[43].
尽管各地记录不一,末次冰期最盛期大致出现在25—22kaBP[44];在23kaBP左右,曾发生了较大的跨陆架冰进事件,冰川从山谷流下,进入陆架,在一些地方聚合形成大的跨陆架冰川集合体,但并未形成海洋冰盖;一个例外是在阿拉斯加半岛的西南部,冰平衡线接近海平面,使得源于山峰的冰川能够覆盖较窄的32第1期陈志华等:末次冰消期以来白令海盆的冰筏碎屑事件与古海洋学演变记录陆架[45].
在阿拉斯加中部的鱼湖谷(FishLakevalley)等地,末次盛冰期初始冰碛物大致形成于22.
4kaBP前后,意味着该地区末次盛冰期的结束大致与中纬度地区同步[32].
依据孢粉重建的古气温曲线表明,白令海东部海域末次盛冰期最冷气候大致出现在23—20kaBP之间,其时年平均气温比现在低2℃—4℃,7月份平均温度比现在低4℃左右,1月份平均气温比现在低2℃左右;随后的20—16.
2kaBP是一个相对暖期,年平均气温较现在低1.
7℃—3℃[29],大致对应于白令海盆BR02岩芯的底部沉积记录,其沉积物较细,砂含量小于5%,说明当时的白令海盆中部已很少有冰山,基本为开阔水域.
从阿拉斯加地区的冰川记录来看,该时期冰盖有进有退,比较复杂[46].
从BR02岩芯沉积物记录来看,16.
2—15.
0kaBP的H1期是该地区海冰扩张、冰筏碎屑沉积的一个重要时期.
该时期沉积速率大,沉积物中砂含量高,>150μm粗碎屑组分含量高.
类似的冰筏碎屑沉积与海冰扩张现象在鄂霍次克海和北太平洋等地均有发现,不过在时间上的界定稍有差别,如在鄂霍次克海的发生时间为16.
5—15.
3kaBP[47],在北太平洋的发生时间为19—15kaBP[23].
从白令海北部陆坡和南部的Bowers海脊等地的放射虫、有孔虫等记录来看,H1期的表现似乎不太一致[16,24],但该时期总体为冷期[16,24,28];寒冷气候为白令海海冰扩张、周边陆地冰川扩张与崩解入海、冰山的远距离搬运等创造了条件.
从BR02岩芯沉积物记录以及白令海东部海域的年平均气温变化曲线[29]来看(图3),即使在H1期,白令海气候亦存在明显波动,早期(16.
2—15.
7kaBP)和晚期(15.
5—15kaBP)相对较冷,推测白令海盆中央常年有较多的海冰和冰山;中期(15.
7—15.
5kaBP)则较为暖和,年平均气温要高0.
6℃—0.
8℃[29],海冰和冰山急剧减少,与现代开阔的边缘海沉积环境相似.
H1冷期以后,白令海地区气温明显回升,进入了一个长约2ka的B/A间冰阶暖期(15—13kaBP),期间夹杂一小段长约300a的气温回落,即出现短暂的中仙女木冰阶(14.
3—14.
0kaBP).
从BR02岩芯记录来看,Blling间冰阶大约出现在15.
0—14.
3kaBP,Allerd间冰阶大约出现14.
0—13.
0kaBP,两者均属于正常深海沉积,砂含量150μm的粒级组分在前期达到20%,可见新仙女木冷期在白令海盆区是继H1以后的又一个海冰、冰山的重要发育期,尽管从白令海东部海区年平均气温变化曲线来看,该地区新仙女木期降温幅度不大[29].
在白令海北部陆坡等地,新仙女木期表现为沉积物中冰筏碎屑含量高、碳酸盐含量低,底栖有孔虫碳/氧同位素偏重,是一个明显的冷期[31];而在阿拉斯加地区,新仙女木期冰川以扩张或静态为主[32,46];海陆环境的变冷,局部冰川扩张和海冰扩张,是白令海盆冰筏碎屑事件的主要成因.
新仙女木事件后,北极地区进入了一段数千年的、相对现今还要温暖、潮湿的阶段.
高纬度地区夏季日照强度在全新世初期达到鼎盛点(10.
9kaBP),大约比现今辐射强度高出8%[29].
虽然北极大部分地区都经历了该暖期,但各个地区暖期的发生出现了穿时性,这可能是由于冰层覆盖状况以及表层海水温度的地域性差异造成的.
Kaufman等[30]收集了北极西部地区140个全新世大暖期的站位资料,发现各地区全新世大暖期出现时间也存在着明显的地域差异,如阿拉斯加和加拿大西北区域出现在11—9kaBP,而加拿大东北部则晚了4ka.
从孢粉重建的古气温曲线来看,尽管白令海东部海域年平均气温在12kaBP左右就已接近现在的水平,但气温的最高值大体出现在10—7kaBP之间(图2)[29].
从BR02岩芯记录来看,在新仙女木事件之后、全新世大暖期到来之前,白令海还经历42极地研究第26卷了一个短暂的升温期和低温期,即北方1期和北方2期;其中北方1期为正常深海沉积,对应年龄为11.
0—11.
5kaBP;北方2期为冰-海混合沉积,沉积物中含10%—20%的砂,对应年龄为10.
0—11.
0kaBP.
尽管11.
5kaBP新仙女木冷期结束,全新世开始,但北美和亚欧大陆的一些大冰盖在其后还持续了数千年后,其中的劳伦冰盖直到大约7kaBP才消失.
作为北美冰盖的一部分和科迪勒拿冰盖的西北部延伸体,阿拉斯加地区局部冰川扩张和退缩贯穿整个全新世,尽管在阿拉斯加及其海岸地区,迄今发现的早到中全新世冰川扩张记录较少,而晚全新世的扩张记录相对较多.
3.
2元素地球化学地层的古海洋学指示意义白令海是一个局部季节性海冰发育、海水层化明显、海洋生产力很高的半封闭式亚北极边缘海,晚第四纪该地区古海洋学的变化与海面波动、北太平洋-白令海-北冰洋之间的水体交换等密不可分,并通过海水-沉积物界面的某些生物地球化学过程记录下来.
早在1982年,Gardner等[48]研究发现,在白令海深水海盆区特别是阿留申海盆的中部和南部,广泛分布着一层氧化型沉积物,它们以褐色硅藻软泥夹绿灰色-橄榄色硅藻软泥为主,富Mn、Ba、Co、Mo、Ni,贫Fe、C;该层厚约8—10cm,大致出现在海水-沉积物界面以下0—8cm,形成年代在6kaBP左右,大体与白令海盆中部BR02岩芯17—25cm氧化层相对应,后者的形成时间大致在6.
0—7.
0kaBP.
如何解释该氧化型沉积层的形成显然不能用简单的海水-沉积物界面过程来解释,因为该氧化层位处界面以下一定深度.
于是,Gardner等[48]在考量北太平洋底层水对流加强导致富氧、海冰形成导致底层水充氧、以及冰融水透镜体的出现导致海洋生产力降低三种生物地球化学模式后,最终提出了冬季海冰形成导致底层水充氧、(春夏季)海冰融化形成低生产力淡水透镜体的观点.
该观点面临两个方面的挑战:第一,在全新世中后期海冰为什么大面积出现在白令海盆的中部和南部,而在北部陆坡区却没有出现因为陆坡区在末次冰消期以来发生了底层水缺氧事件[19,21,25].
第二,该氧化型沉积富硅藻而贫有机质并不代表当时的海洋生产力低.
针对这些疑问,作者提出了"白令海盆中部特殊氧化层是全新世高海面期沉积产物"的观点.
从生物地球化学的角度来看,表层海水中形成的颗粒有机物是海水和浅表层沉积物中最主要的还原剂,不断加入的颗粒有机物消耗底层水中的氧气,使之向还原状态发展[35].
在富氧海水中,Mn很快以MnO2形式沉积下来,并在氧气能够穿透的沉积物表层大量富集;但在氧气穿透面以下沉积物中,MnO2成为最重要的二级氧化剂,替代氧气继续氧化分解有机质,而自身则被还原为易溶的Mn2+而使沉积物中的Mn含量降低.
大约在7kaBP左右,全新世大暖期结束,北半球冰盖包括北美的劳伦冰盖和科迪勒拿冰盖等基本上融化殆尽,全球海平面处于最高位,白令海地区海平面可能比现在高,如Shennan[49]发现在阿拉斯加白令冰川地区9.
2—5kaBP之间的相对海平面比现在要高很多,甚至达到数米量级.
海平面的大幅度上升使得当时白令海与北太平洋、北冰洋之间的水体交换显著增加并达到某种极值状态,大量的太平洋水通过白令海峡进入北冰洋,同时更多的北太平洋水包括富氧的底层水和中层水通过阿留申群岛之间的水道进入白令海盆,使白令海盆环流加强,海水的层化减弱,海盆底层水更新加快,含氧状况明显改善,并支持和引发了海洋生产力的显著增加.
BR02岩芯17—25cm富Mn氧化层的形成正是因为高海面时期(6.
0—7.
0kaBP)白令海盆中部底层海水极其富氧,生成的MnO2比较多,抵抗被有机质还原分解的能力较强,才最终在沉积物中长期保存下来.
沉积物中的有机质和生源Ba(或重晶石)虽然同为海洋生产力的替代指标,但它们在早期成岩作用中的地球化学行为不同,结果前者多被海水-沉积物中的O2和MnO2等氧化分解,后者则在特殊的氧化环境中被保存下来,从而形成了该时期白令海盆特殊的富Mn、富Ba氧化沉积层.
全新世高海面期以后,伴随着全球性的气候变冷和海面回落,白令海环流及与外部海洋之间的水体交换在某种程度上减弱,底层海水中的氧更新不足,难以抵挡有机质的还原,海水-沉积物界面再次转为以缺氧和还原性为主.
与此同时,从BR02岩芯沉积物中Na2O/K2O比值的分布来看,伴随着冰后期海平面的上升,与火山物质输运关系密切的北太平洋入流(阿拉斯加流等)可能增加.
上述两者均说明冰后期白令海环流和水团结构发生了变化.
52第1期陈志华等:末次冰消期以来白令海盆的冰筏碎屑事件与古海洋学演变记录4结论通过对白令海盆中部BR02岩芯高分辨率颜色、粒度和元素地球化学地层的研究,获得如下结论:(1)该岩芯较为完整地记录了末次盛冰期结束(16.
3kaBP)以来的多期冰筏碎屑事件,包括H1、OD、YD和北方2期,其中以H1和YD最为显著,其发生大体与北大西洋冰筏碎屑事件和全球性的冷事件相一致,反映了末次冰消期以来白令海地区海冰/冰山以及区域性大陆冰川的消长变化.
(2)BR02岩芯上部17—25cm段出现富Mn、富Ba的氧化型沉积,说明在全新世高海面时期(6.
0—7.
0kaBP),海平面的大幅度上升使得白令海与北太平洋、北冰洋之间的水体交换显著增加并达到某种极值状态,大量的太平洋水通过白令海峡进入北冰洋,同时更多的北太平洋水包括富氧的底层水和中层水通过阿留申群岛之间的水道进入白令海盆,使白令海盆环流加强,海水的层化减弱,海盆底层水更新加快,含氧状况明显改善,并支持和引发海洋生产力的显著增加.
(3)BR02岩芯中CaO、Na2O、Sr、Zr与Na2O/K2O比值的分布说明,白令海盆的冰筏碎屑沉积主要来自富碳酸盐的育空河流域,其次为阿拉斯加半岛和阿留申群岛等火山岩区物质;而10kaBP以来Na2O/K2O比值的明显变大进一步说明随着冰后期海平面的上升,自北太平洋进入白令海的入流通量增加,从阿留申群岛地区携带来的火山物质也逐渐增加.
致谢感谢2008年中国第三次北极科学考察队程振波、雷吉江、孙烨忱、张涛、陈吉刚等地质组成员为取得样品付出了艰辛的劳动,感谢审稿专家提出了宝贵、中肯的修改意见.
本研究使用的中国第三次北极科学考察采集的样品由中国极地研究中心沉积物库提供.
参考文献1ShafferG,BendtsenJ.
RoleoftheBeringStraitincontrollingNorthAtlanticOceancirculationandclimate.
Nature,1994,367(6461):354—357.
2DanielsonS,CurchitserE,HedstromK,etal.
OnoceanandseaicemodesofvariabilityintheBeringSea.
JournalofGeophysicalResearch,2011,116:C12034,doi:10.
1029/2011JC007389.
3GrosswaldMG.
Late-WeichselianicesheetsinArcticandPacificSiberia.
QuaternaryInternational,1998,45-46:3—18.
4GlushkovaOY.
GeomorphologicalcorrelationofLatePleistoceneglacialcomplexesofWesternandEasternBeringia.
QuaternaryScienceReviews,2001,20(1-3):405—417.
5汤毓祥,焦玉田,邹娥梅.
白令海和楚科奇海水文特征和水团结构的初步分析.
极地研究,2001,13(1):57—68.
6高郭平,侍茂崇,赵进平,等.
1999年白令海夏季水文特征分析.
海洋学报,2002,24(1):8—16.
7ClementK,MaslowskiJW,OkkonenS.
Ontheprocessescontrollingshelf-basinexchangeandoutershelfdynamicsintheBeringSea.
Deep-SeaResearchPartⅡ,2009,56,1351—1362,doi:10.
1016/j.
dsr2.
2008.
10.
023.
8TakahahsiK.
TheBeringandOkhotskSeas:modernandpastpaleoceanographicchangesandgatewayimpact.
JournalofAsianEarthSciences,1998,16(1):49—58.
9SancettaC.
EffectofPleistoceneglaciationuponoceanographiccharacteristicsoftheNorthPacificOceanandBeringSea.
Deep-SeaResearch,1983,30(8):851—869.
10SancettaC,RobinsonSW.
DiatomevidenceonWisconsinandHoloceneeventsintheBeringSea.
QuaternaryResearch,1983,20(2):232—245.
11SancettaC,HeusserL,LabeyrieL,etal.
Wisconsin-HolocenepaleoenvironmentoftheBeringSea:Evidencefromdiatoms,pollen,oxygenisotopesandclayminerals.
MarineGeology,1984,62(1-2):55—68.
12CaissieBE,Brigham-GretteJ,LawrenceKT,etal.
LastGlacialMaximumtoHoloceneseasurfaceconditionsatUmnakPlateau,BeringSea,asinferredfromdiatom,alkenone,andstableisotoperecords.
Paleoceanography,2010,25:PA1206,doi:10.
1029/2008pa001671.
13KatsukiK,TakahashiK.
Diatomsaspaleoenvironmentalproxiesforseasonalproductivity,sea-iceandsurfacecirculationintheBeringSeaduringthelateQuaternary.
Deep-SeaResearchPartⅡ,2005,52(16-18):2110—2130.
14OkazakiY,TakahashiK,AsahiH,etal.
ProductivitychangesintheBeringSeaduringthelateQuaternary.
Deep-SeaResearchPartⅡ,2005,52(16-18):2150—2162.
15TanakaS,TakahashiK.
LateQuaternarypaleoceanographicchangesintheBeringSeaandthewesternsubarcticPacificbasedonradiolarianassem-blages.
Deep-SeaResearchPartⅡ,2005,52(16-18):2131—2149.
62极地研究第26卷16王汝建,陈荣华.
白令海晚第四纪的Cycladophoradavisiana:一个地层学工具和冰期亚北极太平洋中层水的替代物.
中国科学,2005,35(2):149—157.
17王汝建,李霞,肖文申,等.
白令海北部陆坡100ka来的古海洋学记录及海冰的扩张历史.
中国地质大学学报,2005,30(5):550—558.
18何沅澎,王汝建,郑洪波,等.
白令海DSDP188站氧同位素3期以来的古海洋与古气候记录.
海洋地质与第四纪地质,2006,26(2):65—71.
19邹建军,石学法,白亚之,等.
末次冰消期以来白令海古环境及古生产力演化.
中国地质大学学报,2012,37(增刊):1—11.
20NakatsukaT,WatanabeK,HandaN,etal.
GlacialtointerglacialsurfacenutrientvariationsofBeringdeepbasinsrecordedbydelta13Canddel-ta-15Nofsedimentaryorganicmatter.
Paleoceanography,1995,10(6):1047—1061.
21CookMS,KeigwinLD,SancettaCA.
ThedeglacialhistoryofsurfaceandintermediatewateroftheBeringSea.
Deep-SeaResearchⅡ,2005,52(16-18):2163—2173.
22KhusidTA,BasovIA,GorbarenkoSA,etal.
BenthicforaminifersinUpperQuaternarysedimentsoftheSouthernBeringSea:Distributionandpaleoceanographicinterpretations.
StratigraphyandGeologicalCorrelation,2006,14(5):538—548.
23GebhardtH,SarntheinM,GrootesPM,etal.
PaleonutrientandproductivityrecordsfromthesubarcticNorthPacificforPleistoceneglacialtermina-tionsItoV.
Paleoceanography,2008,23(4):PA4212,doi:10.
1029/2007PA001513.
24GorbarenkoSA,WangP,WangR,etal.
OrbitalandsuborbitalenvironmentalchangesinthesouthernBeringSeaduringthelast50kyr.
Palaeo-geography,Palaeoclimatology,Palaeoecology,2010,286(1-2):97—106.
25ChekhovskayaMP,BasovIA,MatulAG,etal.
PlanktonicforaminifersinthesouthernBeringSea:Changesincompositionandproductivitydur-ingtheLatePleistocene-Holocene.
StratigraphyandGeologicalCorrelation,2008,16(3):328—342.
26FairbanksRG,MortlockRA,ChiuT,etal.
Marineradiocarboncalibrationcurvespanning0to50,000yearsB.
P.
basedonpaired230Th/234U/238Uand14Cdatesonpristinecorals.
QuaternaryScienceReviews,2005,24:1781—1796.
27Radiocarbon.
ideo.
combia.
http:edu//marineradiocarbonreservoir.
age.
28AndersenKK,AzumaN,BarnolaJM,etal.
High-resolutionrecordofNorthernHemisphereclimateextendingintothelastinterglacialperiod.
Na-ture,2004,431(7005):147—151.
29ViauAE,GajewskiK,SawadaMC,etal.
Low-andhighfrequencyclimatevariabilityinEasternBeringiaduringthepast25,000years.
CanadianJournalofEarthSciences,2008,45(11):1435—1453.
30KaufmanDS,AgerhTA,AndersonNJ,etal.
HolocenethermalmaximuminthewesternArctic.
QuaternaryScienceReviews,2004,23(5-6):529—560.
31RellaSF,TadaR,NagashimaK,etal.
AbruptchangesofintermediatewaterpropertiesonthenortheasternslopeoftheBeringSeaduringthelastglacialanddeglacialperiod.
Paleoceanography,2012,27(3):PA3203,doi:10.
1029/2011PA002205.
32YoungNSE,BrinerJP,KaufmanDS.
LatePleistoceneandHoloceneglaciationoftheFishLakevalley,northeasternAlaska.
JournalofQuater-naryScience,2009,24(7):677—689.
33MuhsDR,BudahnJR.
GeochemicalevidencefortheoriginoflateQuaternaryloessincentralAlaska.
CanadianJournalofEarthSciences,2006,43(3):323—337.
34赵一阳,鄢明才.
中国浅海沉积物地球化学.
北京:科学出版社,1994:130—150.
35SchulzHD,AzbelM.
MarineGeochemistry.
Berlin:Springer,2000:129—167.
36BishopJKB.
Thebarite-opal-organiccarbonassociationinoceanicparticulatematter.
Nature,1988,332(6162):341—343.
37RobinE,RabouilleC,MartinezG,etal.
DirectbaritedeterminationusingSEM/EDS-ACCsystem:implicationforconstrainingbariumcarriersandbaritepreservationinmarinesediments.
MarineChemistry,2003,82(3-4):289—306.
38NechaevVP,SorochinskayaAV,TsoyIB,etal.
ClasticcomponentsinQuaternarysedimentsoftheNorthwestPacificandtheirpaleo-oceanicsig-nificance.
MarineGeology,1994,118(1-2):119—137.
39AgerTA.
LateQuaternaryvegetationandclimatehistoryofthecentralBeringlandbridgefromSt.
MichaelIsland,westernAlaska.
QuaternaryRe-search,2003,60(1):19—32.
40HughesBA,HughesTY.
Transgressions:rethinkingBeringianglaciation.
Palaeogeography,Palaeoclimatology,Palaeoecology,1994,110(3-4):275—294.
41MolniaBF.
Latenineteenthtoearlytwenty-firstcenturybehaviorofAlaskanglaciersasindicatorsofchangingregionalclimate.
GlobalandPlanetaryChange,2007,56(1-2):23—56.
42KaufmanDS,ManleyWF.
PleistoceneMaximumandLateWisconsinglacierextentsacrossAlaska,USA//EhlersJ,GibbardPL.
QuaternaryGlaciations:ExtentandChronology.
PartⅡ:NorthAmerica.
Amsterdam:Elsevier,2004:9—27.
43HidyAJ,GosseJC,FroeseDG,etal.
AlatestPlioceneagefortheearliestandmostextensiveCordilleranIceSheetinnorthwesternCanada.
Qua-ternaryScienceReviews,2013,61:77—84.
72第1期陈志华等:末次冰消期以来白令海盆的冰筏碎屑事件与古海洋学演变记录44ZechR,KullC,KubikPW,etal.
LGMandLateGlacialglacieradvancesintheCordilleraRealandCochabamba(Bolivia)deducedfrom10Besurfaceexposuredating.
ClimateofthePastDiscussions,2007,3(3):839—869.
45MannDH,PeteetDM.
ExtentandtimingofthelastglacialmaximuminsouthwesternAlaska.
QuaternaryResearch,1994,42(2):136—148.
46BrinerJP,KaufmanDS.
LatePleistocenemountainglaciationinAlaska:keychronologies.
JournalofQuaternaryScience,2009,23(6-7):659—670.
47SakamotoT,IkeharaM,AokiK,etal.
Ice-rafteddebris(IRD)-basedsea-iceexpansioneventsduringthepast100kyrsintheOkhotskSea.
Deep-SeaResearch,PartII,2005,52:2275—2301.
48GardnerJV,DeanWE,KliseDH,etal.
Aclimate-relatedoxidizingeventindeep-seasedimentfromtheBeringSea.
QuaternaryResearch,1982,18(1):91—107.
49ShennanI.
LateQuaternarysea-levelchangesandpalaeoseismologyoftheBeringGlacierregion,Alaska.
QuaternaryScienceReviews,2009,28(17-18):1762—1773.
ICE-RAFTEDDETRITUSEVENTSANDPALEOCEANOGRAPHICRECORDSINTHEBERINGBASINSINCETHELASTDEGLACIATIONChenZhihua1,2,ChenYi1,3,WangRujian4,HuangYuanhui1,2,LiuXinde1,WangLei4,ZouJianjun1,2(1TheFirstInstituteofOceanography,SOA,Qingdao266061,China;2KeyLaboratoryofMarineSedimentology&EnvironmentalGeology,SOA,Qingdao266061,China;3InstituteofTibetanPlateau,ChineseAcademyofSciences,Beijing100085,China;4StateKeyLaboratoryofMarineGeology,TongjiUniversity,Shanghai200092,China)AbstractFromahigh-resolutionstudyofsedimentgrainsize,colorreflectanceandelementalstratigraphyofcoreBR02,whichwasdredgedfromthecentralpartoftheBeringBasin,wecametothefollowingconclusions.
(1)CoreBR02providesperfectrecordsoftheice-rafteddetritus(IRD)eventsthathavehappenedsince16.
3kaBPattheendoftheLastGlacialMaximum,includingtheH1,OD,YDandBoreal2events,ofwhichH1andYDarethemostsig-nificant.
TheseIRDeventsallhappenedduringcoldepisodesorstadials,andindicatechangesinseaice/icebergsintheseaandlocalglaciersinthesurroundinglands.
(2)TheintervalofMn-andBa-richsedimentsat17—25cmintheupperpartofBR02indicatesthatwaterexchangebetweentheNorthPacificOcean,theBeringSea,andtheArcticOceanincreasedtoitshighestlevelduringtheHolocenehigh-sea-levelperiod,whichinducedchangesinthecirculationandseabedredoxandanincreaseinmarineproductivityintheBeringBasin.
(3)TheconcentrationsofCaO,Na2O,SrandZrandtheNa2O/K2OratioindicatethattheIRDwasmainlyderivedfromtheYukonRiverdrainage,andsecondarilyfromthevolcanicprovincethatincludestheAlaskaPeninsulaandtheAleutianIslands.
Meanwhile,thegradualincreaseintheNa2O/K2Oratiointheupperpartofthecoreindicatesthatthecirculation,especiallytheinfluenceoftheAlaskaCurrentonsediments,hasbeenenhancedsince10kaBP.
KeywordsBeringBasin,lastdeglaciation,ice-rafteddetritusevents,bottomwaterredox,pastmarinecircula-tion82极地研究第26卷