2019, Vol.39
2 海洋地质过程与环境功能实验室, 青岛海洋科学与技术试点国家实验室, 山东 青岛 266237;
3 Institute of Earth Science, University of Iceland, Askja, IS-101-Reykjavík, Iceland)
北欧海横穿北极和北大西洋之间的经向气候变化梯度带[1]，同时地处北大西洋暖流和极地冷水团的交汇区域[2]，因此该海域不仅对全球气候变化有相当敏感的响应，其自身的变化也会影响到全球气候状况[3~4]。作为北欧海的主要海盆，挪威海盆是北冰洋和北大西洋之间最主要的洋流通道[5]，其海底沉积物中记录着丰富的洋流演化、海冰扩张、沉积动力、生产力和海洋环境变化信息，也是研究末次冰期以来Dansgaard-Oeschger旋回、Heinrich Stadial(以下简称HS)、Bølling/Allerød(以下简称B/A暖期；14.7~12.9 ka B.P.，本文中年代均为日历年)和Younger Dryas cold phases(以下简称YD时期；12.9~11.7 ka B.P.)等短时间尺度气候事件的关键海域[6]。
挪威海寒冷且高密度的中深层海水，通过溢流的方式越过冰岛-苏格兰海脊(Iceland-Scotland Ridge，简称ISR)，注入北大西洋[7](图 1)，并影响着全球海洋热盐环流，成为海洋输送带的重要动力源[8~9]。这股沟通挪威海和冰岛盆地、组成东北大西洋深层水的高密度流体被称为冰岛-苏格兰溢流水(Iceland-Scotland Overflow Water，简称ISOW)[10~11]。目前的研究普遍认为，ISOW的主要驱动力是上游水体(挪威海)与下游水体(东北大西洋)密度差和位势差所产生的垂向压力[12]，因此ISOW的性质变化不但取决于溢流水源汇区中深部洋流和水体的温盐变化，也与挪威海表层入流水流量[13]、海冰活动[14~15]，以及海气相互作用[16]和区域构造背景[17]息息相关。
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图 1 挪威海南部地理位置、洋流系统和岩芯位置示意图 图中红色圆点代表本文研究站位IS-1B，黑色圆点代表本文研究涉及的岩芯站位；红色实线代表暖流，蓝色实线代表寒流，黑色实线代表溢流，白色实线代表北极锋面；图中涉及到的流系分别为北大西洋暖流(NAC)、印明格暖流(IC)、挪威-北大西洋流(NWAC)、北冰岛印明格暖流(NIIC)、东格陵兰流(EGC)、扬马延流(JMC)、冰岛-苏格兰溢流(ISOW)和丹麦海峡溢流(DSOW)；图中涉及到的构造单元分别为丹麦海峡(Denmark Strait，简称DS)、冰岛-法罗群岛海脊(Iceland-Faroe Ridge，简称IFR)和法罗群岛-设德兰岛水道(Faroe-Shetland Channel，简称FSC)；流系根据文献[1, 5, 20]重绘 Fig. 1 Map of Norwegian Sea with the current circulation patterns and the core locations. Sediment core IS-1B is marked by the red dot, black dots indicate reference records in this paper. Red lines indicate the warm currents, blue lines indicate the cold currents, black lines indicate the overflow water, white line indicates the Polar Front. NAC is North Atlantic Current, IC is Iminger Current, NWAC is Norwegian Atlantic Current, NIIC is North Iceland Iminger Current, EGC is East Greenland Current, JMC is Jan Mayen Current, ISOW is Iceland-Scotland Overflow Water, DSOW is Denmark Strait Overflow Water, DS is Denmark Strait, IFR is Iceland-Faroe Ridge, and FSC is Faroe-Shetland Channel. The currents and structures are redrawn according to references [1, 5, 20] |
近十几年来，随着海底沉积物获取技术的提高及观测数据的积累，又有新的研究成果涌现，使得对历史上ISOW的特征有了更进一步的了解。早期的研究[18]认为控制历史上ISOW强度变化的主要因素是挪威海中深层水的温盐变化和相互作用，以及气候变化所导致的海平面升降；但Mjell等[19]提出，区域气候事件所导致的极向热输送变化也是影响和控制ISOW强度变化的重要因素，海水表层温度(SST)和可选性粉砂(sortable silt)的变化显示，冰融淡水的大量输入可能是冰消期ISOW减弱的重要原因；Elmore[20]对底栖有孔虫氧碳同位素的研究显示，ISOW在长时间尺度冰期-间冰期气候活动中的变化主要受岁差周期太阳辐射变化的影响，而千年尺度的波动主要受Dansgaard-Oeschger旋回及HS事件等中短期气候事件的控制，总体呈间冰期增强，冰期减弱的变化趋势；Curry等[21~22]提出，在末次冰盛期等阶段，ISOW强度不仅减弱甚至可能发生了停滞现象，而Kuijpers等[23]发现冰期时组成北大西洋中深层水的主要来源可能不是流经法罗浅滩水道(Faroe Bank Channel)的ISOW，而是近极地源的水团，间接说明了冰期的ISOW可能受水团入侵而导致停滞。然而在地质历史上，冰期ISOW发生停滞的原因仍然有待进一步解释，近极地源水团入侵的证据仍不充分，特别是在溢流水源区挪威海南部依旧缺乏高分辨率沉积学和地球化学的相关研究。同时对ISOW的认识也还有许多的不确定性，特别是HS 3期以来，短时间尺度气候突变过程中ISOW的变化特征需要更详细的研究[24~25]。
本文依托中国第五次北极科学考察于冰岛东北部陆坡ARC5-IS-1B站(以下简称IS-1B，图 1)取得的重力柱状岩芯，基于AMS 14C测年结果构建年代地层框架，采用粒度、元素地球化学、颜色反射率等沉积物分析方法，结合相邻海区HM79-6等岩芯沉积物的粒度和δ13C数据，重建了冰岛-苏格兰海脊北部陆坡31 ka B.P.以来的高分辨率多指标沉积记录，以期揭示冰期ISOW衰减停滞的原因，提供底层水团变化的证据，并进一步研究HS 3以来ISOW在短时间尺度气候事件中的变化特征，并结合海冰变化讨论其对研究区古海洋环境的控制和影响。
1 区域背景北欧海总面积约2.5×106 km2，北部的弗拉姆海峡(Fram Strait)深度约为2600 m，是沟通北冰洋海盆与北欧海的唯一通道，南部通过格陵兰-苏格兰海脊(Greenland-Scotland Ridge)与北大西洋相接。海区主体被莫恩洋脊(Mohn Ridge)、克尼波维奇海脊(Knipovich Ridge)和扬马延构造带(Jan Mayen Fracture Region)分割成了格陵兰海盆(Greenland Basin)、罗弗敦海盆(Lofton Basin)和挪威海盆(Norwegian Basin)3个相对独立的海盆[10](图 1)。
在北欧海南部，若水体深度浅于格陵兰-苏格兰海脊，且其位势度(σθ)大于27.8 kg/m3，则水体可通过溢流的形式产生流动[5, 19]。
北欧海的高密度溢流水通过格陵兰-苏格兰海脊的3个通道进入北大西洋，自西向东分别为丹麦海峡、冰岛-法罗群岛海脊和法罗群岛-设德兰岛水道(图 1)，成为了北大西洋深层水的主要来源。早在1912年，Nansen[26]就观测到了有高密度水通过冰岛-法罗群岛海脊和法罗群岛-设德兰岛水道溢流到大西洋；随后在20世纪50年代，Hermann[27]和Steele[28]通过对冰岛-苏格兰海脊水体温盐空间分布的观测，证实了ISOW的存在；之后，多国科学家对冰岛-法罗群岛海脊及其东部海区进行了2次溢流联合调查(Overflow 1960、Overflow 1973)[29~30]，通过准同步的温盐和海流观测，为ISOW是北大西洋深层水(North Atlantic Deep Water，简称NADW)主要来源这一假说提供了有力证据。
ISOW起源于格陵兰-苏格兰海脊北侧、挪威海南部，平均溢流流量约为2.5~3.0 Sv(106 m3/s)[8]，占北欧海溢流流量的一半以上[3, 31]。通常意义上，3 ℃等温线被认为是冰岛-苏格兰溢流温度的上边界[32]，但实际上在法罗浅滩水道，Hansen[33]基于长期连续实测数据得到ISOW的平均温度和盐度分别为0.25 ℃和34.93‰ (图 2)，都相对低于其所注入的东北大西洋深层水(NADW)。由于受到冰岛-苏格兰海脊的限制，ISOW和法罗群岛-设德兰岛水道两个通道越过海脊进入东北大西洋的冰岛盆地[34]。
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图 2 2016年8月东冰岛陆架海水温度剖面图 红色圆圈代表北大西洋暖流，白色圆圈代表冰岛-苏格兰溢流；817~822代表CTD站位(数据来源：www.hafro.is/Sjora) Fig. 2 Sea water temperature profile of east Iceland continental shelf in August 2016. The red circle indicates the North Atlantic Current, the white circle indicates the Iceland-Scotland Overflow Water, the number 817~822 indicate the CTD stations(data from www.hafro.is/Sjora) |
从ISOW起源的角度来看，冰岛-苏格兰海脊北部的高密度水有时被简单描述为“挪威海深层水(Norwegian Sea Deep Water)”[35]，但溢流水的来源不仅仅是挪威海深层水。目前主流观点认为ISOW的主要来源有3个：挪威海深层水、挪威海-北极中层水(Norwegian Sea Arctic Intermediate Water)和变性东冰岛水(Modified East Icelandic Water)[36~37]。
从ISOW去向的角度来看，当溢流水顺路而下时，会与周围水体混合稀释，吸收被传输的热量，导致密度下降，最后形成东北大西洋深层水[38]。参与与ISOW混合的暖水主要有东北大西洋水(Northeast Atlantic Water)和东北大西洋深层水(Northeast Atlantic Deep Water)[39]，同时中层的拉布拉多海水(Labrador Sea Water)也可在海槛下游的短距离上，与溢流水发生混合[35, 39]。各类水团的典型物理化学性质列于表 1。
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表 1 研究区多种水团物理化学性质表* Table 1 Physical and chemical properties of water masses in the study area |
在冰岛东北部陆架，现代表层水循环是被向北延伸的北大西洋暖流所控制，温度在3~8 ℃之间，盐度约在35.3‰左右，在冬季有时会被北极锋面所分割[40]。
2 研究材料及方法 2.1 研究材料本文研究的重力柱状样IS-1B(65°36.357′N，8°59.045′W)是2012年我国第五次北极科考于冰岛东北部陆架水深819 m处取得(图 1)。岩芯全长620 cm，岩性较一致，以粘土为主，表层呈棕黄色，质地较软，含生物碎屑，具强粘性；底部呈灰绿色，结构均一，含少量砂砾，致密，有机质含量低(具体岩性描述见图 3)。由于岩芯下部的年龄不确定，本文的研究主要围绕岩芯顶部至130 cm的层位展开。
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图 3 IS-1B岩芯照片及岩性柱状图 Fig. 3 Picture and sediment characteristics of core IS-1B |
本文所参考的岩芯的站位信息来源文献[20, 23, 43~44]，选用的数据列于表 2。
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表 2 IS-1B岩芯及本文所涉及的其他岩芯的信息 Table 2 Core IS-1B and other cores information involved in this paper |
(1) AMS 14C测年：本文从孔深0~130 cm选取了7个有孔虫丰度达标层位，挑选单种壳体直径 > 125 μm的浮游有孔虫Neogloboquadrina pachyderma (sin.)壳体作为测年材料，每个测年样品的有孔虫壳体总质量约10 mg左右，于BETA Analytic Inc. Miami实验室进行AMS 14C年龄测定，采用Calib 7.0.2软件校正为日历年，校正时末次冰期采用的碳储库年龄为800年[43]，末次冰消期及全新世所采用的碳储库年龄为400年[45]；经计算，岩芯顶部0~130 cm的沉积年龄约为6~30959 a B.P.，具体测年结果详见表 3。
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表 3 IS-1B岩芯AMS 14C测年数据及地层年代框架 Table 3 AMS 14C dating data and the age framework of core IS-1B |
(2) XRF元素扫描：本文采用荷兰AVAA公司生产的X射线荧光岩芯扫描仪(Avaatech XRF Core Scanner)，选取Cr射线管，按1 cm间隔完成元素地球化学含量扫描测试，元素单位以计数率count per second(cps)表示。测试工作在同济大学海洋地质国家重点实验室完成。
(3) 沉积物粒度分析：对沉积物岩芯每2 cm取样，获取样品68个。取约0.3 g样品，加入15 ml浓度为15%的过氧化氢溶液和2 ml浓度为1%的焦磷酸钠溶液静置12 h，再于85 ℃水浴锅内加热2 h以去除有机质；冷却后加入5 ml浓度为10%的稀盐酸溶液，静置12 h以去除钙质生物组分；离心后加入20 ml浓度1 mol/L的碳酸氢钠溶液，在85 ℃水浴锅内加热4 h后去除硅质生物组分。对处理过后的样品离心3次，使用Malvern公司生产的Mastersizer 3000型激光粒度仪进行粒度分析，仪器单机检测范围为0.02~3500 μm，测量准确性99%，重复性误差小于0.1%。测试工作在国家海洋局第一海洋研究所完成。IRD(冰筏碎屑：Ice-Rafted Detritus)是指通过海冰或冰山等搬运方式输入海洋，并沉积于海底的陆源碎屑物质[46]，本文选取激光粒度分析数据中 > 0.125 mm的粒度组分作为IRD含量的替代指标。
(4) 颜色反射率测定：使用Minolta CM 2000分光测色计(波长400~700 μm)对岩芯按1 cm间隔进行沉积物反射光谱测定，获得其特征参数，本文主要选取参数a*进行讨论。
3 结果 3.1 年代框架IS-1B岩芯的年龄控制点是岩芯130 cm以上的7个浮游有孔虫AMS 14C的测年数据和根据沉积速率外推获得的顶部年龄数据，各样品具体年龄根据年龄控制点线性内插和外推得出。
线性沉积速率计算结果表示，IS-1B岩芯的沉积速率变化并不均一(图 4)：HS3期到末次冰盛期(LGM)初期(30.69~25.75 ka B.P.)的沉积速率相对较高，约为6.63 cm/ka；末次冰盛期到全新世初期(25.75~8.62 ka B.P.)沉积速率相对较低且变化不大，约为3.29~2.84 cm/ka；全新世中后期(8.62~0.01 ka B.P.)沉积速率快速升高并保持相对较高水平，约为5.08~4.43 cm/ka。
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图 4 IS-1B岩芯年代框架及沉积速率图 图中圆点代表AMS 14C年龄控制点，圆圈代表岩芯顶部根据沉积速率线性外推的年龄控制点 Fig. 4 Age-depth model and the sedimentation rate of core IS-1B. The dots represent control points of AMS 14C age; the circle represents age control point of the top of core IS-1B by linear extrapolation |
受洋流、海冰和陆地径流作用的综合影响，IS-1B岩芯上部各时期沉积物不同粒级组分百分含量的变化明显且突出(图 5)，其中，IRD(> 0.125 mm)含量和砂粒级组分含量变化趋势相似，均在末次冰盛期初期、HS 1期和YD时期较高，峰值分别出现在25.7 ka B.P.、23.4 ka B.P.、16.6 ka B.P.和11.8 ka B.P.附近。粉砂粒级组分含量的变化相对较复杂：在HS 3期的快速下降后，粉砂含量在MIS3期末期到LGM初期略有回升；随后在HS 2期结束后粉砂含量快速升高，直到HS 1末期都保持相当高的水平；在B/A暖期粉砂含量开始快速下降，于11.3 ka B.P.前后达到岩芯研究部分的最低谷；进入全新世后，粉砂含量虽变化频繁但总体表现较高水平。IS-1B岩芯上部沉积物的平均粒径总体变化不大，变化主要介于7.23~5.58 μm之间，平均值为6.80 μm。
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图 5 岩芯IS-1B沉积物粒度组成变化及主要因子变化曲线(NGRIP数据来源：http://www.gfy.ku.dk/www-glac/data/NGRIP) Fig. 5 The particle size and main factor curves of core IS-1B(data of NGRIP are from http://www.gfy.ku.dk/www-glac/data/NGRIP) |
海洋沉积物粒径与其来源、搬运动力和沉积区域动力环境密切相关[47]，IS-1B岩芯沉积物粒径-频率分布曲线多数时段呈现非正态分布(图 6)，表明其受到多种沉积作用的综合影响。在末次冰盛期到早全新世期间，曲线形态呈较明显双峰态，指示了该时期的两种沉积物来源(图 6b和6c)；同时该阶段分布曲线的主峰形态较HS 3期和中晚全新世期间(图 6a和6d)更偏向粗粒径区间，说明该时期沉积物源或搬运条件与其他阶段略有差别。此外，粒径小于1 μm的次级峰在整个研究时段都稳定存在。
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图 6 IS-1B岩芯典型时段粒径-频率分布曲线 Fig. 6 Curves of size-frequency distribution in typical periods of core IS-1B |
为了提取岩芯沉积物粒度数据中关于搬运条件及物质来源的有效信息，本文利用SPSS22(Statistical Package for the Social Science，简称SPSS)统计分析软件，对沉积物40个粒级(范围为0.35~2000.00 μm)的百分含量进行了因子分析，分析结果见表 4和图 6。其中250.00~2000.00 μm粒级的百分含量相对较低，为了避免这些组分对统计结果引起偏差，将其含量总和作为一个变量。通过标准化的正交旋转获得因子载荷矩阵，然后选取累计方差大于90%的前3个主因子F1、F2和F3。因子分析结果显示，选取的3个主因子的累计方差达到了95.63%，因子F1的方差贡献为44.31%，因子F2为33.05%，因子F3为18.27% (表 4)。
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表 4 IS-1B粒度因子分析成分矩阵表 Table 4 Factor analysis component of core IS-1B grain-size parameters |
如表 4所示，因子F1的方差贡献为44.31%，其中0.35~3.90 μm的粒径区间具有较高的正载荷(0.645~0.931)。但由于粘土粒级组分(< 4 μm)在沉积的过程中会受到絮凝和胶结作用的影响，不能作为体现底层水动力条件的证据[48]，所以本文不深入讨论。
IRD(> 125 μm)是研究海冰和冰山进退的常用替代指标[46]，在因子F2中，63.00~2000.00 μm的粒径区间具有较高的正载荷(0.736~0.981，见图 7)，这说明63.00~125.00 μm粒级含量的变化与125.00~2000.00 μm粒级含量的变化有很高的一致性。而岩芯沉积区所处的半深海环境受陆地径流影响较弱，因此岩芯63.00~125.00 μm粒径沉积物与IRD应该具有相同来源，所以因子F2可以作为指示冰筏搬运的特征因子。
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图 7 岩芯IS-1B沉积物粒度因子载荷分布图 Fig. 7 The particle size's factor loading curves of core IS-1B |
可选性粉砂(10.00~63.00 μm)被认为是反映底层洋流强度和流速变化的有效替代指标[48]，通常情况下，洋流(流速 < 30 cm/s)难以搬运粒径大于63.00 μm的沉积物颗粒，而细粉砂和粘土颗粒(< 10 μm)会在沉积和搬运过程中产生胶结和絮凝，洋流对其的搬运作用也体现在团块而非个体颗粒上，因此粒径区间在10.00~63.00 μm的沉积物颗粒可以很好反映底层洋流的搬运能力[49]。同时我们对岩芯沉积物颗粒进行了显微镜下观察，并未在岩芯上部发现火山玻璃碎屑沉积层。在因子F3中，22.10~52.60 μm的粒径区间具有较高的正载荷(0.799~0.964)(图 7)，这说明22.10~52.60 μm粒级含量的变化有很高的一致性，同时该粒度区间沉积物可被底层洋流有效搬运，所以因子F3可以作为指示底层洋流搬运的特征因子。
本文也尝试使用Weltjed[50]的端元分析模型来提取沉积物粒度中物质来源和搬运条件的信号，但由于粘土粒级含量较高，指示海冰和洋流搬运的端元复相关系数太低，与整体粒径变化的拟合程度不高，难以指示岩芯沉积物整体的变化，故放弃使用。
3.3 颜色反射率数据特征颜色反射率参数a*表示沉积物色度，正值方向为红色，负值方向代表绿色，因此a*值增大代表沉积环境偏氧化[51]。IS-1B岩芯上部的a*从末次冰盛期至全新世末期整体呈下降趋势，变化平稳，说明研究海域的沉积环境自31 ka以来逐渐从氧化环境向还原环境发展(图 3)。
3.4 XRF元素扫描数据特征 3.4.1 元素相关性使用统计学方法揭示不同元素间是否存在相互关系及相关的密切程度，有助于揭示元素的伴生关系，进而判别各种元素的可能来源[52]。本文使用Pearson相关系数来计算岩芯IS-1B沉积物Al、K、Fe、Sr、Ca、Br、Mn和Cl元素之间的相关性(图 8)。Pearson相关系数r的取值在-1与1之间，r > 0，两变量之间正相关；r < 0，两变量之间负相关；|r|离1越近，两变量之间的相关程度越高[53]。结果显示Al、K、Fe具有明显的正相关性，这些元素可能具有相同的来源；Sr、Ca、Br也具有显著的正相关性，这些元素也可能具有相同的来源；Mn和Cl元素之间具有特别的负相关性，说明这两种元素来自两个相互抑制的来源。
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图 8 岩芯IS-1B沉积物元素相关关系图 Fig. 8 Correlation charts of core IS-1B sediment elements |
在海洋沉积物中，元素的变化可能与陆源输入、生物成因及自生矿物有关，因此，地球化学研究中对不同元素的因子分析方法被广泛用来判别沉积物中不同组分和来源的贡献[54~55]。
根据XRF高分辨率地球化学元素扫描结果的显著性和有效性，并结合元素的物源指示意义，本文选取了IS-1B岩芯XRF化学扫描数据的9种元素(Al、Si、K、Fe、Ti、Ca、Sr、Mn和Cl)进行因子分析。通过方差极大旋转获得因子载荷矩阵，然后选取累积方差贡献大于85%的前3个因子Q1、Q2和Q3(表 5)。因子分析结果显示，选取的3个主因子的累计方差达到了85.85%，其中因子Q1的方差贡献最大，为60.40%，因子Q2为16.55%，因子Q3为8.90%，表明IS-1B沉积物主要是受因子Q1控制。因子Q1、Q2和Q3以及部分元素随时间的变化可见图 9。
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表 5 IS-1B元素因子分析成分矩阵表 Table 5 Factor analysis component of core IS-1B elements |
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图 9 岩芯IS-1B沉积物部分元素与主因子变化曲线(NGRIP数据来源：http://www.gfy.ku.dk/www-glac/data/NGRIP) Fig. 9 Curves of core IS-1B elements and principal factors(data of NGRIP are from http://www.gfy.ku.dk/www-glac/data/NGRIP) |
因子Q1的方差贡献为60.40%，其中Al、Si、K、Fe和Ti元素具有较高的正载荷(0.705~0.838)；因子Q2的方差贡献为16.55%，其中元素Ca和Sr具有很高的正载荷(0.932~0.976)；因子Q3的方差贡献为8.9%，其中元素Mn具有很高的正载荷(0.687)，而Cl元素具有很高的负载荷(-0.930)。
元素Ti和Fe是典型的亲碎屑元素，它们大部分附存于海底的陆源碎屑矿物和粘土矿物中[56]；海水中溶解的K元素常以吸附和离子交换的形式聚集于海底沉积物中，因此K/Ti常被用来指示沉积物陆源碎屑含量的变化[52]，而具有这些元素较高载荷的因子Q1也可作为代表陆源物质输入的特征因子。然而在因子Q1中，Al元素具有很高的正载荷，而沉积物中自生的Al元素是不能忽略的，因此排除自生Al元素的干扰十分重要。由于Al元素在海水中的溶解度很低，而岩芯IS-1B沉积物中的Al元素与Ti、Fe等亲碎屑元素的变化具有很高的一致性，所以岩芯沉积物中大部分的Al元素都可能来源于陆源碎屑的供给。Thomson等[57]认为Al/Fe可以用来指示自生Al元素的含量变化：当Al/Fe出现异常增高时，代表Al元素与陆源Fe元素的来源出现差异，说明可能会有额外的自生Al进入沉积物中。所以本文使用因子Q1、Al/Fe和K/Ti相结合的方法来指示陆源沉积作用的变化。
元素Ca和Sr主要存在于海洋生物的碳酸盐壳体中，同时海洋沉积物中Sr丰度的增加可能主要取决于海洋钙质生物的沉积作用[52]，而相比于陆源有机物，海洋源有机物更倾向于富集Sr[58]。因此，具有这两种元素较高载荷的因子Q2可以作为代表海洋生物源沉积作用的特征因子。
通常，Mn元素会在低氧和缺氧的沉积环境中被消耗殆尽，而会在氧化环境中富集于沉积物中[59]。沉积物中的Cl元素主要来自于沉积物的孔隙水，因此较高Cl含量一般会与高盐度的沉积环境联系起来[52]。由于因子F3中Mn和Cl元素都具有较高的载荷，所以因子Q3可以作为指示沉积氧化还原环境和盐度的特征因子。
4 31 ka以来ISOW及海冰的变化特征作为控制研究区深部水体的底层流，ISOW的流量和物质输运巨大，因此溢流水的特征变化对底部的沉积作用特别是沉积物的粒度变化有着决定性的影响[60]。Hansen[33]使用水下滑翔机等手段的观测数据显示，通过冰岛-法罗群岛海台的溢流水年均流速约为21.4 cm/s，属于高流速流体，搬运能力较强。岩芯IS-1B的陆源沉积主要来自冰岛和法罗群岛陆地径流的供给，细颗粒的陆源碎屑进入半深海后受ISOW携带进入北大西洋的冰岛盆地，在研究区留下大量相对较粗的可选性粉砂沉积。
而由于ISOW的营养盐含量相对较高，也相对富氧(表 1)，所以ISOW强度的变化也会导致参与混合稀释的东北大西洋水和东北大西洋深层水的进退和升降，进而影响研究区底层生源生产力和氧化还原环境。因此，可通过底层洋流搬运特征因子F3、海洋生源沉积特征因子Q2和氧化还原特征因子Q3相结合的方法综合解释ISOW的变化特征。
冰岛东北部陆架位于亚极地海区，历史上由常年和季节性海冰所带来的陆源碎屑输入丰富，因此本文通过IS-1B岩芯沉积物中的IRD含量、冰筏搬运特征因子F2、代表陆源物质输入的因子Q1和K/Ti来讨论研究区海冰的变化特征(图 10)。
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图 10 IS-1B主要因子与海平面高程变化曲线(NGRIP数据来源：http://www.gfy.ku.dk/www-glac/data/NGRIP) Fig. 10 Curves of core IS-1B main factors and global sea level(data of NGRIP are from http://www.gfy.ku.dk/www-glac/data/NGRIP) |
自HS 3中后期至末次冰盛期时期，IS-1B岩芯平均沉积速率处于岩芯上部的最高值，约为6.6 cm/ka(图 4)。代表底层水动力搬运强度的因子F3在HS3末期变化频繁，但总体呈下降趋势(图 10)，同时，体现生源生产力的因子Q2也在此阶段缓慢降低，这说明东北大西洋水和东北大西洋深层水的混合稀释使富养的ISOW在逐渐后退，ISOW强度下降。Cremer等[61]认为，HS3时期冰盖消融所导致的大量淡水注入可能是导致挪威海南部深层水动力条件紊乱的重要原因，此时反映氧化还原环境的因子Q3的下降，意味着底层水沉积环境向还原态的转变，结合Cl元素含量的增加我们也可以看出(图 9)，高含氧低盐度的ISOW的减弱，同时也能侧面体现出该时期冰岛-法罗群岛海脊北部底层水的不稳定性。随后在HS 3末期到末次冰盛期初期的这段时间里，因子F3显示ISOW随着冰融水的减少开始恢复，东北大西洋水和东北大西洋深层水逐渐后退。
很多学者认为，冰期北大西洋和挪威海IRD含量的变化可以很好地记录在岩芯沉积物中[62~63]。从31 ka B.P.到末次冰盛期的这段时间里，IS-B岩芯沉积物的IRD含量和代表海冰活动的因子F2变化快速但不剧烈，随着HS3期的结束总体呈先增后降的趋势(图 10)，说明这段时间挪威海南部的海冰活动受冰盖消融带来的大量浮冰所主导。
4.2 末次冰盛期(26.5~19.0 ka B.P.)在进入末次冰盛期的初始阶段，IS-1B岩芯平均沉积速率从6.6 cm/ka下降到了3.0 cm/ka(图 4)，岩芯沉积物代表底层水动力强度的因子F3快速降低(图 10)，这在一定程度上反应了冰岛-法罗群岛海脊北部溢流水搬运条件的减弱。
相关研究发现[21, 24, 64~66]，在末次冰盛期，冰岛海盆的北大西洋深层水水体发生抬升，最浅深度相比现在上升了约2000 m左右。Elmore[20]通过对冰岛-苏格兰海脊南部几个站位的底栖有孔虫δ13C分析发现，在末次冰盛期，流经这些站位的底层水水团并不单一。而Curry等[21~22]、Raymo等[15]、Oppo和Horowitz[67]以及Venz和Hodell[68]在对比北大西洋多个站位的底栖有孔虫δ13C值后，认为在末次冰盛期北大西洋北部和挪威海南部的深层水受到了北冰洋底层水(Arctic Bottom Water)的多次入侵，入侵最远甚至蔓延到了60°N。
相比较ISOW而言，北冰洋底层水更咸且富营养化(表 1)，所以可能正是北冰洋底层水的入侵，导致了该时期IS-1B岩芯沉积物中体现生源生产力的因子Q2和Cl元素含量的增加(图 9)。因而这个时期溢流水强度的减弱和抬升可能是受到北冰洋底层水的影响[69~70]，同时作为北大西洋深层水的主要来源，北大西洋深层水的抬升也侧面印证了溢流水水体在这个时期的变化。
我们发现在末次冰盛期的初期，IS-1B岩芯沉积物中IRD和砂粒级组分含量发生了快速升高，对比冰岛海盆和挪威海南部的几个站位都发现了很好的一致性(图 11)，说明这段时期北半球气温快速降低导致挪威海南部海冰快速扩张，为沉积区带来了大量的陆源冰筏沉积。同时，代表陆源物质输入的替代指标K/Ti同期也迅速升高(图 10)，正与IRD和因子F2变化所对应，也从侧面反映出此时冰岛陆架海冰的活动频繁。
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图 11 挪威海南部与冰岛海盆不同站位粗颗粒组分数据对比(NGRIP数据来源：http://www.gfy.ku.dk/www-glac/data/NGRIP) Fig. 11 Comparison of the coarse particle component between the stations of southern Norwegian Sea and the Icelandic Sea Basin (data of NGRIP are from http://www.gfy.ku.dk/www-glac/data/NGRIP) |
在经历了末次冰盛期初期的骤冷之后，沉积区岩芯因子F3缓慢回升，Cl的含量也逐渐下降(图 9和10)，证明底部溢流水的短暂恢复。但ISOW的增强并没有持续很久，从25 ka B.P.开始，因子F3也开始快速下降，并在23 ka B.P.前后进入了冰盛期的低谷，同时Cl的含量也开始升高，这代表冰岛-法罗群岛海脊北部底层水又逐渐被北冰洋底层水控制，一直持续到冰盛期末期。
在末次冰盛期中后期，全球海平面大幅下降，北半球海平面最低时比当前低约125 m[71]。由于ISOW是受密度差和水位差压力驱动的溢流水，其流量大小受控于溢流水上界面相对于海平面的高度[33]，这就意味着ISOW对海平面的变化十分敏感。海平面下降所导致的溢流水水位差降低，使得ISOW强度在25 ka B.P.之后快速下降，并在末次冰盛期中后期一直保持着较低的水平，Lehman和Keigwin[72]甚至认为在这期间，ISOW发生了数次的停滞现象。而正是由于ISOW的停滞和海平面下降，北冰洋底层水的入侵逐渐穿过冰岛-法罗群岛海脊，使得研究区低层水动力条件增强，这就可能解释了岩芯沉积物因子F3自22 ka B.P.以来的异常增加(图 10)。
4.3 末次冰消期(19.0~11.7 ka B.P.)从末次冰盛期末期的19.8 ka B.P.开始，冰岛-苏格兰海脊北部沉积物因子F2和IRD含量开始快速升高，并在19.0 ka B.P.和16.5 ka B.P.出现两次峰值，同时代表陆源物质供给的因子Q1也在此时处于高位，这代表了两次明显的冰川消融事件，可能指示了斯堪的纳维亚冰盖的两次大规模融化[73]。我们还在IS-1B岩芯沉积物74~76 cm(18.76~19.44 ka B.P.)处发现了直径2 cm×2 cm的坠石(图 3)，也反映出这个阶段较强的海冰和冰山活动。同时对比冰岛海盆北部和南部的站位，发现其粗颗粒组分在末次冰消期初期也保持很高的水平(图 11)，两次事件特征明显，这代表进入末次冰消期，挪威海南部海冰的消融对整个冰岛海盆地区也有很深的影响。
Stanford等[73]和McManus等[74]通过对北大西洋沉积物231 Pa/230 Th和磁性颗粒粒度的研究发现，大量冰融水的注入导致北大西洋经向翻转环流在17.5 ka B.P.时基本消失，这也标志着HS1事件的开始。这个时期，IS-1B岩芯沉积物因子F3下降到末次冰消期的最低值，溢流水基本停滞，虽然相较南部盆地的站位，18.2 ka B.P.冰融水事件的峰值时间相对较早，但成因机制和表现特征基本相同，所以仍可视为冰岛-苏格兰海脊北部海区HS1开始的标志。
HS1末期，研究区沉积物因子F2和IRD含量从末次冰盛期后期的峰值开始逐渐下降(图 10)，这说明冰岛北部陆架冰盖的后退和海冰覆盖范围的减少。但是与研究站位相比较，冰岛海盆站位的相同组分在HS1初期还保持很高的含量(图 11)，这说明冰岛海盆此时还受到大面积海冰的覆盖。Broecker和Denton[75]认为，冰期北大西洋深层水水团的衰退和变浅会促使高纬度冰盖的南移，甚至在冰消期延缓海冰消融上扮演重要的角色，所以此时冰岛海盆高强度的海冰活动可能与北大西洋深部环流的停滞有关。
从17.6 ka B.P.开始，IS-1B岩芯沉积物代表生源沉积作用的因子Q2就开始逐渐下降(图 9)，因子F3也从17.5 ka B.P.开始回升(图 10)，这表示这段时期北冰洋底层水后退并开始失去对冰岛-法罗群岛海脊和法罗群岛-设德兰岛水道底层水的控制，海平面逐渐升高，溢流开始恢复向北大西洋深层水的输送。
研究区沉积物因子F3在这个阶段的峰值出现在13.5 ka B.P.左右，代表环境氧化还原特征的因子Q3(图 9)也出现上升，所以可以推测在这个节点，研究区的北冰洋底层水彻底消失，底层水沉积环境逐渐偏氧化，富氧的ISOW的强度进入末次冰盛期以来的盛期。Kuijpers等[23]也通过对法罗-设德兰水道站位底栖有孔虫的分析发现，溢流温盐优势种Cassidulina reniforme在13.4 ka B.P.前后丰度大幅提高，这也从侧面反映了此时期溢流强度的增加。
同时，这个ISOW强盛的时期在地质时间序列上也对应着B/A阶段[76~77]，Sarnthein等[78]指出，在14.8~13.6 ka B.P.时期，北大西洋和挪威海正经历最大幅度的冰消事件，IS-1B岩芯沉积物代表陆源沉积的因子Q1和K/Ti同时下降到盛冰期以来的最低值(图 10)，而IRD含量也处于低谷(图 5)，因此推测，从HS1开始向北冰洋注入的北大西洋暖流，导致整个北大西洋和挪威海南部区域内SST大范围的升高，使研究区仅受到少量季节性海冰的影响。
自13.6 ka B.P.，沉积物因子F3开始从B/A暖期的峰值逐渐降低(图 10)，这表明在B/A暖期的后期，沉积区底部的水动力环境减弱，溢流水强度下降。而岩芯沉积物因子F2和IRD含量也从B/A暖期初期的低谷反弹，并于12 ka B.P.前后达到近30 ka以来的最高值，格陵兰冰芯氧同位素也指示这段时间气候的快速变冷，因此推测这时期研究区海冰的大范围产生，挪威海南部和冰岛东北部被海冰大面积覆盖。纵向比较冰岛海盆南部和北部站位，发现相同的粗颗粒组分在这个阶段也处于高含量(图 11)，这表示在这个阶段冰岛海盆与挪威海北部的海冰活动有较好的一致性。
同时这一时期也对应着新仙女木事件(Younger Dryas cold phases)，它是全新世到来前气候向冰期的一个短暂回转，气候快速变冷导致冰盖大范围地产生[79]。但YD影响程度并没有HS1那么显著，且影响范围较小[80]，同时北大西洋异常寒冷的状况在冬季表现的最为显著，且表现出强烈的季节性反差[81]。
沉积区的粉砂含量和因子F3在11.5 ka B.P.前后相继下降到末次冰盛期之后的最低值(图 10)，同时颜色反射率a*也快速下降(图 3)，这说明此时富氧的溢流水强度偏低，底层水环境逐渐偏还原状态。而Kuijpers等[23]通过对底栖有孔虫AMS 14C的研究也发现，约在12 ka B.P.左右，溢流水强度进入了低谷，甚至可能发生了停滞。Lehman和Keigwin[72]通过对北大西洋深海沉积物的研究发现，约在13.4~12.0 ka B.P.左右，北大西洋深层水的流动也发生了停滞，Goslar等[82]通过对14C数据的进一步研究发现，在YD时期，北大西洋深海通风逐渐停滞，直到YD末期才逐渐恢复。所以本文认为，作为北大西洋深层水的主要来源，ISOW强度的下降可能是北大西洋深层水在YD时期流动减弱和停滞的主要原因。Anderson等[41]、Lehman和Keigwin[72]认为，北大西洋在B/A之后SST的最低值就出现在12.0~12.3 ka B.P.前后，恰好与本文岩芯记录的溢流水变化阶段相匹配，因此我们推测这个阶段ISOW的衰减可能与研究海区SST的变化有一定联系。
4.4 全新世(11.7~0.1 ka B.P.)这个阶段代表了新仙女木时期结束之后时期，也就是全新世。自全新世初期到10.4 ka B.P.，岩芯沉积物因子F3开始快速升高(图 10)，这代表进入温暖的全新世，冰岛-法罗群岛海脊的底部水动力条件开始逐渐增强和复苏。由于ISOW强度的增加会导致参与混合稀释的东北大西洋水和东北大西洋深层水后退和抬升，所以会进而使研究区底层生源生产力提高。因此从11.7 ka B.P.开始升高的因子Q2也说明了溢流水对冰岛-法罗群岛海脊北部地区底层沉积的控制。
在10.4 ka B.P.前后的100年时间里，许多学者发现冰岛东部海区SST快速上升了约3 ℃，并且在随后5.7 ka内，SST都保持在9 ℃左右这样一个相当高的水平，峰值甚至超过10 ℃，他们称这段时期为全新世大暖期(Holocene Climate Optimum，简称HCO)[83~84]。
在这段时期，IS-1B岩芯沉积物的沉积速率上升迅速，从3.29 cm/ka上升到了5.08 cm/ka(图 4)，同时岩芯沉积物的因子F3在HCO初期总体呈上升趋势，并随后保持较高水平(图 10)，这代表沉积区底部的水动力条件继续增强，与该时期的SST变化保持一致。同时，Thornalley等[7]在对位于冰岛南部15个站位沉积物粒度特征的分析后发现，冰岛海盆溢流水的速度约在7~8 ka B.P.前后快速上升，这说明溢流水的强度与SST的上升基本保持同步，HCO的影响在挪威海南部和整个冰岛海盆都有所体现。
虽然全新世以来，从格陵兰到欧洲中部的平均气温快速升高，但在冰岛-法罗群岛海脊北部海区仍然有两次小的冷期：在HCO中期和全新世末期的4 ka前后，岩芯沉积物的因子F2和IRD含量出现了2个峰值(图 10)，而对比站位的相同组分也较高的一致性(图 11)，这说明全新世以来挪威海南部和冰岛盆地仍有间歇性海冰的输入。Carlson等[85]和Hoffman等[86]认为，HCO中期出现的快速降温可能与劳伦泰德冰盖(Laurentide Ice-Sheet)在这时期加速消融所产生的额外的冰融水有关；而全新世后期的海冰变化可能是受北半球夏季日照量降低和极地海冰消融增加所导致的[7]。
同时在这两段时期，IS-1B岩芯沉积物的因子F3也略有波动(图 10)，总体处于较低的水平，这代表ISOW强度也伴随着SST的下降而减弱。但是Elmore[20]通过对附近站位的底栖有孔虫δ13C研究发现，在全新世期间流经这些站位的底层水团没有更替，这说明ISOW在这两段冷期没有出现停滞现象，并一直保持着向北大西洋的输送。Mjell等[19]通过对全新世挪威海溢流和入流的盐度、热损失的模拟研究后推测，当进入短时间暖期时，入流强度增加，溢流也随即增强；而进入小冰期时，入流强度下降也伴随着溢流强度的下降，表明溢流和入流的变化可能具有同步性。
但总的来说，这一时期冰岛-法罗群岛海脊北部的ISOW已经基本形成和具备了现代IOSW的特征，而北大西洋暖流的持续注入以及北欧海深层水溢流模式形成，使全新世北大西洋北部区域的海洋水循环模式最终建立了起来[87]。
5 结论(1) 通过对IS-1B岩芯粒度数据进行因子分析来提取不同粒径沉积物的来源和搬运条件，共获得2个有效主因子：因子F2中63~2000 μm的粒径区间具有较高的正载荷，可以作为指示冰筏搬运的特征因子；因子F3中22.1~52.6 μm的粒径区间具有较高的正载荷，可以作为代表底层洋流搬运的特征因子。
通过对IS-1B岩芯XRF数据进行因子分析来判别各层位的物质来源和沉积环境，共获得3个主因子：因子Q1中Al、Si、K、Fe和Ti元素具有较高的正载荷，可作为代表陆源物质输入的特征因子，与K/Ti和Al/Fe相结合指示陆源沉积作用的变化；因子Q2中Ca和Sr元素具有较高的正载荷，可以作为代表海洋生物源沉积作用的特征因子；因子Q3中Mn元素具有较高的正载荷，Cl元素具有较高的负载荷，可以作为指示沉积氧化还原环境和高盐度来源的特征因子。
(2) 沉积物粒度和地球化学等证据显示，约31 ka B.P.以来，ISOW强度在28.8~27.6 ka B.P.、末次冰盛期初期(26.5~26.0 ka B.P.)、末次盛冰期中后期(24.3~17.5 ka B.P.)和新仙女木时期到全新世初期(12.3~10.2 ka B.P.)相对较弱；在HS3期中后期(30.9~29.1 ka B.P.)、HS1中期到B/A暖期(17.0~12.9 ka B.P.)、全新世中后期期(10.2~0.1 ka B.P.)相对较强，其中在末次冰盛期前中期和YD时期，ISOW受北冰洋底层水入侵和海平面下降的影响可能发生了多次停滞。ISOW的强度总体表现为冰期减弱，间冰期增强的变化趋势。
(3) 自HS3末期至末次冰盛期，挪威海北部海冰覆盖范围逐渐南移，并在HS2初期越过冰岛-苏格兰海脊，在冰岛海盆北部形成常年冰覆盖。在HS 2中后期到B/A暖期初期这个阶段，海冰虽略有北移回转，但又在B/A暖期中后期和YD时期发生了快速扩张。进入全新世后，挪威海南部海冰活动的强度才逐渐下降并一直保持相对稳定状态，甚至在全新世大暖期期间仅有少量季节性海冰活动，直至全新世末期海冰活动才略有增强。
(4) ISOW强度的变化与冰岛-苏格兰海脊和冰岛海盆的SST变化有较强的相关性，但他们之间相互影响的具体机制还有待进一步研究。
致谢: 非常感谢自然资源部第一海洋研究所李朝新老师对粒度测试分析的帮助；感谢审稿专家和编辑部杨美芳老师建设性的修改意见。
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2 Laboratory for Marine Geology, Qingdao National Laboratory for Marine Science and Technology, Qingdao 266237, Shandong;
3 Institute of Earth Science, University of Iceland, Askja, IS-101-Reykjaík, Iceland)
Abstract
The Southern Norwegian Sea sediments record the characteristics of overflow water which experienced the rapid millennium scale climatic events since 31 ka and play a critical role in studying the interaction between thermohaline circulation and climate in history.The gravity core IS-1B (65°36.357'N, 8°59.045'W) recovered from the Northeast shelf of Iceland is mainly composed of yellow-brown clay with uniform lithology and bioclastic. The core's samples were soft with strong viscosity, and was analyzed to reconstruct the sedimentary record, based on the AMS 14C data of foraminifers in the top 130 cm (the full length of core IS-1B is 630 cm) combined with the grain size composition, color reflectance, high-resolution XRF scanning. Meanwhile, factor analysis was used to extract the signals of overflow and sea ice transport from the particle size data and element geochemistry data, combining with the research of biological productivity, salinity and REDOX environment characteristics, to reveal the Iceland-Scotland Overflow Water (ISOW) changes and its response to the sea-ice activities from 31 ka to the Late Holocene.The results show that ISOW is strongly affected by the invasion of the Arctic Bottom Water and the sea level drop in the Last Glacial Maximum and the YD period, and even stopped. However, biological productivity and oxidation-deoxidation characteristics all indicate that ISOW is relatively strong during the B/A warm period, late HCO and middle to late Holocene. And the overall trend is that the glacial period decreases and the interglacial period increases. As for the sea ice cover in the northern part of the Norwegian sea, it gradually moved southward from the late stage of HS3, and crossed the Iceland-Scotland Ridge in the early HS2, forming perennial ice cover in the northern part of the Icelandic basin. From HS1 to B/A warm period, sea ice extent began to decline gradually, but recovered rapidly from the end of B/A warming period to YD period. At last the sea ice activity decreased slowly during the Holocene and became the seasonal sea ice activity.