末次冰盛期以来鄂霍次克海北部陆架的海冰变化.pdf
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1、姜雪蛟,王昆山,董智,等.末次冰盛期以来鄂霍次克海北部陆架的海冰变化J.海洋学报,2023,45(5):113,doi:10.12284/hyxb2023074Jiang Xuejiao,Wang Kunshan,Dong Zhi,et al.Sea ice variations in the northern Okhotsk Sea shelf since the Last Glacial MaximumJ.Haiy-ang Xuebao,2023,45(5):113,doi:10.12284/hyxb2023074末次冰盛期以来鄂霍次克海北部陆架的海冰变化姜雪蛟1,王昆山1,2*,董智1,
2、2,邹建军1,2,刘季花1,2,李贞1,Sergey Gorbarenko3,Alexander Bosin3,石学法1,2(1.自然资源部第一海洋研究所 自然资源部海洋地质与成矿作用重点实验室,山东 青岛 266061;2.青岛海洋科学与技术试点国家实验室 海洋地质过程与环境功能实验室,山东 青岛 266237;3.俄罗斯科学院远东分院 太平洋海洋研究所,滨海边疆区 符拉迪沃斯托克 690041)摘要:本文通过高分辨率粒度分析,研究了鄂霍次克海北部陆架 LV87-54-1 岩芯记录的海冰活动历史。利用 AnalySize 程序对粒度数据进行端元分析,提取了 3 个端元,并将 EM3 作为海冰
3、指标。EM3 含量结果表明,末次冰盛期以来鄂霍次克海北部陆架以活动性海冰覆盖为主。末次冰盛期和海因里希冰阶 1 期(HS 1)时 EM3 含量最高,指示海冰活动强烈。冰期时北半球中高纬度气候变冷与北极涛动负相位是导致海冰大规模扩张的主要控制机制,东亚夏季风减弱与黑龙江入海径流量的减少促使鄂霍次克海生成更多的海冰。自波令阿勒罗德间冰阶开始以来,鄂霍次克海北部陆架海冰生成急剧减少,在新仙女木时期海冰曾出现微弱峰值,随后又快速下降。自全新世以来,受北半球中高纬度气候变暖、秋季太阳辐射量升高、北极涛动正相位和东亚夏季风的增强共同影响,EM3 含量一直稳定在较低水平,鄂霍次克海海冰的生成受到明显抑制。关
4、键词:冰筏碎屑;粒度分析;端元分析;海冰变化;鄂霍次克海中图分类号:P736.2 文献标志码:A 文章编号:02534193(2023)05000113 1引言海冰是气候和海洋系统的重要组成部分,由于其高反照率对气候系统存在正反馈作用1,对大气与海洋之间的热输送具有抑制作用2,因此海冰在地质时间尺度上的演化对理解和解释古气候变化具有重要的参考意义34。鄂霍次克海位于北半球季节性海冰覆盖的南部边界,冬季约 2/3 的海域被海冰覆盖4。由于季节性海冰覆盖范围对气候的冷暖变化十分敏感,因此鄂霍次克海海冰是区域气候系统的重要组成部分,并对鄂霍次克海“海气”相互作用产生重要影响5。冬季鄂霍次克海北部陆架
5、的海冰生成过程中会发生盐析作用,形成高密度陆架水(DSW),与太平洋水团混合形成鄂霍次克海中层水(OSIW),被认为是现代北太平洋中层水(NPIW)的源区67,在全球海水、盐分与热量的传输和再分配过程中发挥重要作用,进而影响全球气候和环境。鄂霍次克海海冰变化历史及其控制机制引起人们的广泛关注4,812。然而,对于鄂霍次克海末次冰期间冰期旋回的海冰变化仍有争议。前人基于各个时期鄂霍次克海沉积物硅藻优势种的资料,认为在极端寒冷的气候条件,如 MIS 2 期,鄂霍次克海中部存在多年覆盖的海冰13。基于分布于整个鄂霍次克海16 个岩芯的冰筏碎屑(IRD)通量,Vasilenko 等12发现 收稿日期:
6、20220701;修订日期:20220915。基金项目:国家自然科学基金项目(42130412,U1606401,42206065);自然资源部“全球变化与海气相互作用”专项国际合作项目(GASI-GEOGE-04);山东省泰山学者攀登计划项目(tspd 20181216)。作者简介:姜雪蛟(1997),男,山东省烟台市人,海洋地质专业。E-mail:*通信作者:王昆山(1973),黑龙江省绥化市人,副研究员,博士,主要从事海洋矿物学研究。E-mail:第 45 卷 第 5 期海 洋 学 报Vol.45 No.52023 年 5 月Haiyang XuebaoMay 2023 在 MIS 2
7、期鄂霍次克海西部和西北部存在常年覆盖的海冰。同时也有一些研究表明,末次冰期以来,鄂霍次克海一直受季节性海冰/一年生海冰的影响34,14。此外,对于鄂霍次克海海冰变化的控制机制也存在争议。总结来看,鄂霍次克海海冰变化的控制机制包括北半球高纬秋季太阳辐射和大气 CO2浓度8、风速1516、北极涛动(AO)正负相位17、黑龙江径流量4,18和极地大气环流动力学34。鄂霍次克海北部陆架是海冰生成的源区,其海冰沉积记录能更直观地反映鄂霍次克海海冰变化的历史,同时蕴含着海冰生成控制因素的信息,是研究鄂霍次克海古海冰生成和覆盖变化历史的理想区域。然而,由于在北部陆架采集岩芯样品和建立可靠年代框架的难度较大,
8、迄今为止,除了位于鄂霍次克海西北部的 89211 岩芯19,与海冰演化有关的研究几乎全部来自鄂霍次克海的中部、东部和南部,针对鄂霍次克海北部陆架古海冰的研究还十分薄弱。本文利用位于海冰生成源区的鄂霍次克海北部陆架的 LV87-54-1 岩芯(图 1),依据放射性碳(AMS14C)测年结果构建了岩芯年代框架,采用沉积物粒径端元分析方法,确定了反映海冰沉积的粒径指标,重建了末次冰盛期(LGM)以来鄂霍次克海北部陆架的海冰变化历史。兴凯湖西伯利亚大陆LV87-54-1堪察加半岛鄂霍次克海MD01-2414MR0604-PC7B404550556065N130140150160170 E西北太平洋日本
9、海OG宗谷海峡SWCWKC SCESCOCLV27-2-4936温祢古丹岛克鲁森施腾海峡鞑靼海峡XP-PC4934萨哈林岛罗盘海峡舍列霍夫湾北海道岛千岛群岛马加丹勒拿河黑龙江图 1 鄂霍次克海地理位置、表层洋流系统及站位位置Fig.1 The geographical location,surface ocean current system and site locations of the Okhotsk Sea红色箭头代表表层暖流,蓝色箭头代表表层寒流。ESC:东萨哈林流;WKC:西堪察加流;SC:Sredinnoe Current;OG:鄂霍次克海环流;SWC:宗谷暖流;OC:亲潮Th
10、e red arrows represent warm currents,the blue arrows represent cold currents.ESC:East Sakhalin Current;WKC:West Kamchatka Current;SC:Sredinnoe Current;OG:Okhotsk Gyre;SWC:Soya Warm Current;OC:Oyashio Current 2研究区概况鄂霍次克海东临堪察加半岛、西靠萨哈林岛、南接北海道岛和千岛群岛、北至东西伯利亚大陆,是北太平洋的第二大边缘海。鄂霍次克海通过千岛群岛和西北太平洋相接,通过鞑靼海峡和宗谷海峡
11、与日本海相连(图 1)。11 月,在西伯利亚高压与阿留申低压相互作用的驱动下,强烈的北风将北极冷空气携带至鄂霍次克海,形成极端寒冷的气候,影响了鄂霍次克海的海冰生成和海表温度2021。海冰是鄂霍次克海当地来源,而非外来海冰供应22。西伯利亚高压与阿留申低压的强度和活动中心的位置与 AO23以及太平洋十年涛动(PDO)有关,其中 AO 是北半球亚热带以北地区重2海洋学报 45 卷 要的气候强迫机制24。12 月,海冰覆盖整个鄂霍次克海的北部,南至宗谷海峡至堪察加半岛南部一线22;3 月,海冰扩张范围达到最大,平均海冰覆盖率达到79%,海冰扩张的最大范围已经到达了鄂霍次克海的东南部,靠近千岛海盆2
12、5;6 月,大部分海冰融化,夏季的海表面温度(SST)高达 513,无冰条件能够持续到 10 月10。现代海冰的扩张和后退在很大程度上受到风和气温的影响26。鄂霍次克海的表层环流呈逆时针方向,由西堪察加流(WKC)、东萨哈林流(ESC)和宗谷暖流(SWC)组成。Sredinnoe Current(SC)作为 WKC 的西分支流影响鄂霍次克海中部地区。温暖、高盐的日本海水团通过宗谷海峡流入鄂霍次克海,影响鄂霍次克海西南部地区,最终经由罗盘海峡流出。在冬季,鄂霍次克海北部和西北部陆架海水结冰发生盐析作用,产生高密度陆架水,与经过克鲁森施腾海峡流入的太平洋水团混合后生成鄂霍次克海中层水,然后经过罗盘
13、海峡离开鄂霍次克海6,9。3样品与方法 3.1 研究样品LV87-54-1 岩芯(57.06N,150.43E;水深 301 m,样长 554 cm),位于俄罗斯远东地区城市马加丹市南约 280 km,为中俄 2019 年第七次联合科考航次采集的重力柱状样,整个岩芯按 1 cm 间隔分样,获得沉积物样品 554 份。3.2 AMS 14C 测年由于 LV87-54-1 岩芯沉积物中浮游有孔虫含量很低,甚至在某些层位缺失,本文挑选壳体直径大于125 m 的底栖有孔虫作为 AMS 14C 测年材料(表 1),在美国 Beta Analytic 实验室完成年代测试。由于鄂霍次克海北部陆架并无相关碳储
14、库年龄的报道,本文参照 Kovanen 和 Easterbrook27的方法,在 346347 cm层位同时挑选直径大于 125 m 的底栖有孔虫和直径大于 1 mm 的陆源木头进行测年,将二者差值(790 a)作为岩芯所在站位的碳储库年龄(R=790 a,R=390 a),这一数值与此前鄂霍次克海萨哈林岛与北海道岛沿岸报道的 R 值基本一致2829。日历年校正选择 Mar-ine 13 曲线30作为标准,采用 Calib 7.1 软件完成。3.3 粒度分析分别使用过量浓度为 15%的 H2O2和浓度为 10%的 HCl 浸泡样品 12 h,以除去样品中的有机质和碳酸盐,在离心、洗酸后,加入浓
15、度为 1 mol/L 的 Na2CO3溶液,以去除硅质生物,然后超声、上机测试。使用自然资源部海洋地质与成矿作用重点实验室安装的Mastersizer 3000 型激光粒度仪(英国马尔文公司)完成粒度分析,测量准确性 99%,重复性误差小于 0.1%,测量范围为 0.352 000 m,粒径分辨率为 0.25。本文采用矩法31计算了 LV87-54-1 岩芯的平均粒径(Mz)、分选系数()、偏度(Sk)和峰度(Ku),计算公式如下:Mz=1100ni=1fiXi,(1)=1100ni=1(XiMz)2fi,(2)Sk=31100n1fi(MiMz)3,(3)Ku=41100n1fi(MiMz)
16、4,(4)Miifii式中,为第 粒级的粒径;为第 粒级的频率(以百分含量表示)。3.4 粒径端元分析粒度是沉积物的基本属性,也是海洋沉积环境最基本的指标。传统观点认为,单一的搬运介质会造成沉积物粒径频率分布曲线呈正态分布。然而,自然界中的沉积物往往都是多种物源或沉积动力过程混合的产物,因此全样的粒度参数,不能准确地区分某种单一地质营力在沉积过程中的作用,只能近似地作为沉积环境的代用指标。基于以上,如何从多峰态的频率分布曲线中分离出单一粒度组分的特征,进而探讨各组分的沉积学意义,成为古环境研究的关键。粒径标准偏差法是依据每一粒级对应含量的标表 1 LV87-54-1 岩芯的 AMS 14C 测
17、年数据、日历年校正结果以及线性沉积速率Table 1 AMS 14C dating data,the calendar ages and linearsedimentation rate of the Core LV87-54-1深度/cm测年材料常规放射性碳年龄/a BP日历年校正/Cal a BP线性沉积速率/(cmka1)7底栖有孔虫1 3303059922.1997底栖有孔虫4 760304 65529.19132.5底栖有孔虫5 800305 87121.98152.5底栖有孔虫6 620306 78127.65346.5陆源木头10 5003012 55517.66346.5底栖有
18、孔虫11 2903012 55517.66354.5底栖有孔虫11 8403013 00821.30372.5底栖有孔虫12 6703013 85317.66442.5底栖有孔虫15 3405017 8165.47549.5底栖有孔虫19 6806022 8315 期 姜雪蛟等:末次冰盛期以来鄂霍次克海北部陆架的海冰变化3 准偏差变化获取环境敏感因子32。Xiang 等 33和 Xiao等34利用粒径标准偏差法分别将特定组分(环境敏感粒径组分)和细粒组分从全样中分离出来以指示东亚冬季风的强度,为追溯古季风演化提供了重要信息。Hu 等35使用主成分分析方法提取了黄海泥质区沉积物的敏感粒级组分,并
19、将粗组分指示东亚冬季风的强度。Weltje36提出了对沉积物粒度数据进行分解的端元模型,根据不同动力条件分离出若干端元,并使用该模型对许多沉积类型的沉积物粒度数据进行了反演。Weltje 和 Prins37提出沉积物由不同来源或动力过程的组分混合而成,其粒度数据呈现出的多峰形态往往可以分离为不同端元(End Members,EM),因此提出了端元分析模型可以有效区分不同物源或者不同输运机制。Wan 等38成功从全样中提取出来代表风尘和河流的粒径端元,并分别计算出风尘与河流的相对贡献。Prins 等39成功地将单一粒径组分从全样中分离出来,为追溯各海区物源以及讨论季风提供了重要信息。Paters
20、on 和 Heslop40在此基础上进行了改进。本文基于 AnalySize 程序对研究样品进行端元分析。导入粒度数据后,在端元数 16 的基础上采用 Gen.Weibull 函数进行拟合40,在端元数尽量小的前提下,粒级复相关系数(R2)越接近 1 及角度偏差越小的拟合能更好地满足要求。4结果 4.1 年代框架及线性沉积速率本文基于底栖有孔虫的 AMS 14C 测年结果,采用线性内插法建立了 LV87-54-1 岩芯的年代框架(图 2),岩芯的底部年龄约 23 ka。LV87-54-1 岩芯的沉积速率变化较大(图 2),全新世沉积速率约为 2030cm/ka,最高可达 33.6 cm/ka,
21、高于 LGM 和末次冰消期的早期。0510 15 2001002003004005000 20 40 60 80 100深度/cm含量/%黏土 粉砂 砂45678中值粒径()细粗1.52.02.5分选系数2 1 0123偏度01002003004005002.0 2.2 2.4 2.6 2.8 3.0深度/cm峰度年龄/ka1520253035沉积速率/(cmka1)图 2 LV87-54-1 岩芯照片、沉积物粒度组成、线性沉积速率、年龄深度关系和粒度参数剖面图Fig.2 The photo,as well as down core profiles of sediment grain-siz
22、e components,linear sedimentation rate,age-depthmodel and grain-size parameters of the Core LV87-54-1黑色圆形代表有孔虫年龄控制点The black circles are dating of foraminifera 4.2 沉积物粒度特征 4.2.1 沉积物岩性特征及粒度参数沉积物的岩性特征反映了其化学、物理和生物在岩芯垂向上的变化差异。LV87-54-1 岩芯整体主要表现为橄榄绿色(5Y 4/2)a至黑绿色(Gley2 4/3)a黏土、粉砂质黏土,无明显刺鼻性气味,黏性中等。根据样品岩性和
23、沉积物色度特征差异,将 LV87-54-1 岩芯自上而下分为 3 层:(1)0250 cm 为橄榄绿色粉砂质黏土、含粉砂黏土,黏性适中,分选性好,层内见有黑色团块和坠石;(2)250350 cm 为黑灰色砂质粉砂至粉砂质黏土,黏性中等,分选性好,层内常见黑色团块,偶见坠石;(3)350554 cm 为黑绿灰色含砂质粉砂,层内常见坠石,397399 cm 层为贝壳碎屑层(图 2)。沉积物粒度测试结果(图 2)表明,自岩芯下部向注:a 表示海洋沉积物的色调、色度和色值,本文使用孟塞尔颜色公司 2009 年修订版,2019 年发行的孟塞尔土壤比色卡,PN(货号):M50215B4海洋学报 45 卷
24、上部,黏土质组分和砂质组分的含量分别呈现逐渐增加和逐渐减少的趋势,粉砂质组分含量较高,约为47.32%70.36%,平均值约 59.67%;黏土质组分含量范围为 6.02%39.90%,平均为 25.27%;与黏土质组分含量一致,砂质组分含量变化较大,在3.49%43.62%的范围之间变化,平均为 15.06%。砂质含量变化趋势与平均粒径相同,而黏土质含量与平均粒径变化趋势相反(图 2)。4.2.2 沉积物粒径频率分布由于受到多种沉积物来源或经历多个动力过程综合作用的影响,去除有机质、碳酸盐和硅质生物后,LV87-54-1 岩芯沉积物在整个研究时段的粒径频率分布曲线呈现非正态分布(图 3),可
25、以分为两种类型。第一种类型以细粉砂(5 m)峰为主(图 3a),在全新世时期的样品中高频率出现,也出现在 YD 时期的样品中。第二种类型以粗粉砂(57 m)峰为主(图 3b),这种类型分布主要出现在 LGM、海因里希冰阶 1 期(HS 1)和波令阿勒罗德间冰阶(B/A 暖期)的样品中。4.2.3 端元分析结果粒度数据计算结果(图 4a,图 4b)显示,端元数为16 时复相关系数(R2)逐渐接近1,分别为0.747、0.959、0.980、0.994、0.997 和 0.999;角度偏差逐渐降低,为23.504、9.230、6.511、3.509、2.371 和 1.752。从数据拟合的程度来看
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