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和穿极流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、楚科奇海、加拿大海盆、楚科奇海台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(LaptevSea),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

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、楚科奇半岛与弗兰格尔岛之间,海域面积约为59.510[4]km[2]。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800km,东西宽约500km。向南经宽约85km、深约30—50m的白令海峡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4000m的加拿大深海平原为邻。向东经巴罗角与波弗特海相邻,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之间,作为北冰洋最宽的陆架海,面积达89.510[4]km[2]。整个海域南北窄东西宽,南北间距400km,而东西间距达到1000km左右,北部面向北冰洋门捷列夫海脊和马卡洛夫海盆,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和新西伯利亚群岛之间。向西连接喀拉海,面积约67.210[4]km[2](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、赫雷德浅滩、中央水道、汉纳浅滩、巴罗海谷,整体水深较浅,平均水深为88m,且56%的海域水深低于50m,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52m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—15m,最小深度还不到10m,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578m,最大水深更是达到了3385m,但陆架区近70%区域的水深小于20m。

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3800m[3]·s–[1]和1810m[3]·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552km[3]·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17000m[3]·s–[1]。尤其在6月份,峰值流量超过100000m[3]·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1750万吨,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].

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2m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%/(10a)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[4,5,6]。

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(PolarSurfaceWater,0—200m)[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(AtlanticWater,200—1000m)、北极中层水(ArcticIntermediate Water,欧亚海盆1000—1500m,美亚海盆1000—2000m)、北极深层水(ArcticDeep Water,欧亚海盆(29)1500m,美亚海盆>2000m)[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[11,12,13,14]。

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—0.7MaBP),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—73.35kaBP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75.46kaBP而楚科奇海台M03孔却开始于73.35kaBP,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1km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[1,7,8,10,11,18,19,20,21],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8.2ka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)

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—10m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—11kaBP,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56cm[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1000—2000m的北极中层水中的介形虫Polycope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Krithe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Cytheropterontestudo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0.8kaBP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～0.6kaBP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50m[34],进入冰消期后,海平面开始上升,其北部于～18kaBP被淹没,南部于～14.5kaBP也被淹没[35],～12—11kaBP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]。～7kaBP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—5kaBP期间,楚科奇海南部地区的海平面只升了约1.5m[36]。之后楚科奇海海平面虽然有所波动,但在3kaBP左右(最晚可达2kaBP)逐渐趋于稳定,苏厄德半岛河口沉积的泥炭[14]C年代表明,自2kaBP以来,海平面的上升幅度小于0.5m[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1km厚的海冰,海冰在进入冰消期后的15—12kaBP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—10kaBP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(YoungerDryas,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—3ka出现一次),在8kaBP、6kaBP、4kaBP、2kaBP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8kaBP、3—2kaBP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—0.1kaBP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—18kaBP)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—22kaBP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—130m[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40m的均衡抬升,导致海平面实际下降幅度可能小于100m[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14kaBP开始逐渐引起海侵,在新仙女木事件晚期(11.4—10.8kaBP),东西伯利亚海边缘区域的海平面不仅比现在低102—108m,而且比根据冰川均衡校正的地球物理模型预测的也低42—47m,但比末次盛冰期最高点高出20—30m[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—8.2kaBP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—5kaBP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—3kaBP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500km、水深50—60m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—16kaBP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Neogloboquadrinapachyderma、Globigerinabulloides、Turborotalitaquinqueloba、Globigerinitaglutinata、Globorotaliascitula和G.Inflata[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—14kaBP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—12kaBP,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Cassidulinaneoteretis[52,53,54,55](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[50,52,54,55,56,57,58,59,60,61,62,63,64],如位于东北陆架区边缘的PS51/135-4孔(水深51m)在11.3—9.2kaBP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—7.5kaBP期间上升到接近现代值的15‰—16‰,内陆架在大约1—1.5kaBP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—6kaBP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7.5kaBP,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—16kaBP,在比科夫斯基半岛(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—18kaBP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—15kaBP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—800m,虽然河流径流量有所增加,但仍非常小[54,66,67,68],末次冰消期晚期的15—12kaBP,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12kaBP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—7.6kaBP(11.5—8.4kaBP)期间,温度比现在高出4℃[26]。勒拿河三角洲以西约150km的沉积物中,9.5kaBP左右灌木苔原植被以Alnusfruticosa,Betulasect.Nanae和Salix花粉为主,有壳变形虫在9.4—3.7kaBP期间多样性增强,指示了更高的温度和湿度[67]。9kaBP时,泰梅尔半岛气温达到14℃左右,比目前高4—8℃[59]。在7.6kaBP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—5.3kaBP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7.2kaBP、6.4kaBP、5.4kaBP、3kaBP和2kaBP,最大值出现在5.4—2kaBP之间,指示了气候的频繁波动[53]。西北陆坡区在～7.2kaBP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3.7kaBP和3.3kaBP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—3kaBP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]。2.7kaBP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—0.9kaBP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(2.3kaBP)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—1.6kaBP的罗马暖期,1.6—1.1kaBP中世纪初期的变冷,1.1—0.6kaBP的中世纪暖期,约0.6—0.1kaBP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—120m,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40m的均衡抬升,导致海平面实际下降幅度小于100m[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(14kaBP),大规模海侵开始[57],到12kaBP海平面加速上升了30—50m[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(11.1kaBP)拉普捷夫海的海平面比现在低50m左右[61],之后直到9kaBP海平面上升,在其影响下亚纳河沉积中心向南移动了180km[50],在全新世初期的6ka里由于气温升高导致海平面上升了60m[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—2kaBP左右),海平面在约1500年的时间内下降10m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—15kaBP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。

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基金: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.