近百年来南极威德尔海北部水动力环境演变

韩喜彬，章伟艳，杨海丽，初凤友，唐灵刚，许 冬，葛 倩，边叶萍

（1.国家海洋局 第二海洋研究所，浙江 杭州 310012；2.国家海洋局 海底科学重点实验室，浙江 杭州 310012）

0 引言

百年以来全球气候变化以变暖为特征［1］，导致全球气温和海平面持续上升，极端天气和气候事件的出现频率也随之明显增加［2－3］，给世界各国的社会与经济发展造成极大的影响。因此百年来的全球气候变化在近年来受到了各国政府、科学界和公众的广泛关注。人们确信是人类活动与自然的气候波动共同造成了现代全球气候变化［4］，人类活动并不能解释百年以来全球气候变化的全部，只是对气候系统的外强迫作用，自然因素在现代全球气候变化中仍然起着主导作用［5－6］。在这些自然因素中，南极及南极周边的南大洋的变化对全球气候和环境演变起到了至关重要的作用［7］，其中南极底层水（Antarctic Bottom Water，AABW）的作用尤为重要，且可能是触发全球气候突变的因素之一［8－9］。而全球变化反过来也影响到极地环境的变化，特别是近百年来的全球变暖已经明显影响到南极半岛沿海的水文地理和生物状况［10］。有证据显示20世纪80年代以来，AABW也正在变暖［11］，盐度降低，在南大洋正以（8.2±2.6）×106m3·s－1的速率消失［12－13］。AABW 的调整对现代全球气候变化具有重要的影响［14］。作为AABW的主要生成区和源头活动区［15］，威德尔海（Weddell Sea）百年来的水动力场及沉积环境的变化对于研究南极和南大洋的变化及其对全球变化的响应有着重要的意义。

威德尔海水动力场的主要组成为威德尔海环流（the Weddell Gyre，WG）、威德尔海深层水（Weddell Sea Deep Water，WSDW，水温在0～7℃的深层水［16］）和威德尔海底层水（Weddell Sea Bottom Water，WSBW，水温低于－0.7℃的底层水［17］）（图1）。WG是威德尔海向西的沿岸流被南极半岛改变为向北流动而汇入德雷克海峡东部的南极绕极流，形成一个顺时针环流，在41°W，66.5°S测的平均底流流速为1.3cm／s，总体积通量为4×106m3／s［18］。威德尔海冬季海冰全部覆盖，夏季海冰主要分布在西南部，部分海区全年冰封，在风和海流作用下，海冰出现气旋型循环。受海冰过程影响的冰冷陆架水与减弱的温暖北大西洋深层水的混合形成高盐度、高密度的WSDW和WSBW，长期的海流观测发现WSBW在威德尔海北部向东或东北方向的流速可达10～15cm／s，它们通过44°W相应的体积通量分别为25×106m3／s和5×106m3／s［19］，通过粒度推测 WSBW 在末次盛冰期流速为1cm／s甚至更低［20］。

因为粒度是沉积物颗粒大小及其组成情况的反映，粒径大小指示了总体沉积环境变化，粒度参数代表了在总体沉积环境下搬运动力与能量的差异，也即水动力场的变化。本文选择南极半岛东边威德尔海北部南奥克兰群岛南侧海域的ANT28－D5－6短柱状样（站位见图1），通过对其进行的210Pb测年和粒度参数、冰筏碎屑物含量变化来探讨近百年来研究区沉积水动力环境变化及其对全球变化的响应。

1 样品与方法

1.1 样品的采集

ANT28－D5－6短柱状沉积物是2012年1月29日由中国第28次南极科学考察队以“雪龙号”破冰船作为调查船，在南极半岛东边威德尔海北部南奥克尼群岛南侧海域 （44°40.709′W，61°47.878′S，水深385m，位置见图1），采用箱式取样器插管所得，柱长17cm。ANT28－D5－6短柱状沉积物主要组分以青灰色粉砂质黏土和黏土为主，在实验室按1cm间隔进行分样处理，进行了210Pb测年、粒度参数、冰筏碎屑物和有机质碳氮同位素等的测试分析。

图1 南极半岛东部海域环流示意图及取样站位图Fig.1 The map of the core sample position and the schematic circulation pattern in Weddell Sea east to Antarctica Peninsula

1.2 年代序列的建立

天然核素210Pb可用于测年技术最早是由GOLDBERG 和 KOIDE 于1963年［21］提 出 的，1973年KOIDE et al［22］首次把它用于测定海洋沉积速率，其后在湖泊、入海河口、潮间带、浅海和极地等沉积环境中得到广泛的应用［23－27］，并被证明是一种获取现代沉积速率和沉积物沉积年代的有效方法。

将ANT28－D5－6沉积物样品先冷冻干燥，取10g左右研磨至100目左右，过100目孔筛，装入与标准源同一规格的塑料容器，蜡封1个月左右，使226Ra与210Pb处于永久衰变平衡体系，然后在国家海洋局第二海洋研究所使用美国EG ＆GORTEC公司生产的高纯锗探测器（GWL－120－15N）、数字化谱仪及多通道分析系统测定放射性核素210Pb的含量，210Pb和226Ra的标准样品来自中国原子能研究所。每个样品测量时间一般为1～3d，以46.5keV（210Pb）能量处的峰面积计算总210Pb比活度，以295.6keV（214Pb，226Ra的子体）能量处的峰面积计算本底210Pb比活度，其差值即为过剩210Pb的比活度（210Pbex）。

利用沉积物210Pb放射性活度的变化计算年代一般有两种简单的模式，即CRS（Constant rate of210Pb supply）和CIC（Constant initial210Pb concentration）模式。其中CRS模式适用于沉积速率不均一、210Pbex输入通量保持恒定的情况；而CIC模式则假设进入到沉积物中不同深度处的210Pbex的初始活度是恒定的，与沉积速率的变化无关，这种情况下，任何深度的210Pbex都遵循指数衰减规律而变化。

本文采用稳恒初始放射性模式（简称CIC模式）进行计算，即假定沉积物表层的放射性比活度（A0）恒定，则某一深度（z）的放射性比活度（A）为：

式中：A0为沉积物－水界面上210Pbex的初始比活度，A为不同深度z沉积物中210Pbex的比活度，λ为210Pb放射性衰变常数（0.031 14a－1），z为样品深度，t为此深度（z）的年龄，s为沉积速率。

将A与深度z作图，以z作y轴，ln A作x轴，拟合得到一条直线y＝ax＋b，所得直线的斜率为a，与公式（3）对比，则a＝－λ／s，据此可得到平均沉积速率s＝－λa。ANT28－D5－6柱状沉积物取样时间是2012年1月29日，该柱样顶部已经接受了2011年的沉积，2012年沉积才刚开始，时间短，故2012年沉积可忽略不计，所以确定表层的沉积时间为2011年，则相应层z的沉积时间可通过t＝2011－（z－1）／s计算。

1.3 粒度分析

粒度分析按海洋底质调查技术规程《GB／T 12763.8—2007海洋地质调查规范－第8部分 海洋地质地球物理调查》要求进行，沉积物样品采用筛析法和激光粒度仪相结合的方法，粒径小于2mm的样品完全采用激光粒度分析法，大于2mm的样品采用筛析法。取适量湿样品置于玻璃杯中，加纯净水、加0.5mol／L的六偏磷酸钠（［NaPO3］6）5cm3；浸泡样品24h，并每隔8h轻轻搅拌1次，使样品充分分散；将浸泡样品全部倒入激光样品槽中，加超声振动，加高速离心，使样品充分分散后，在国家海洋局第二海洋研究所用英国马尔文2000型激光粒度分析仪进行测试分析，仪器测量范围为0.02～2 000μm，重复测量的相对误差小于2%，粒级划分标准采用尤登－温德华氏等比制∅值粒级标准，粒度参数（平均粒径、中值粒径、分选系数、偏态和峰态）采用矩法计算。

1.4 冰筏碎屑物的分析

冰川所携带的碎屑物被冰山搬运到海洋后所形成的沉积物称为冰筏沉积。冰期海洋沉积物中的冰筏碎屑含量（Ice rafted debris，IRD）是一个非常有意义的沉积学参数，可以提供一些冰山的数量和分布、陆地冰川侵蚀、沉积物输送机制以及与水温相对应方面的信息。冰筏碎屑含量的确定尚没有一个统一的标准，CONNOLY［29］和 SMITH et al［30］用柱样沉积的20～30cm间隔沉积物中砂和砾石的含量作为冰筏碎屑的含量；而 VORREN et al［31］发现，最合适的参数似乎是每100g干沉积物中1～2mm粒级的岩石碎屑数。其它一些方法还包括在显微镜下对63～250μm粒径的IRD进行记数，主要是数那些表面具有典型小尖角的颗粒［32］；或是计数一定体积沉积物中＞63μm的冰筏石英颗粒［33］；也有使用不同碎屑含量的重量百分比作为冰筏碎屑参数：如1 000～63μm［34］，＞63μm（PIPER 和 BRISCO［35］）和＞250 μm［36］。样品分析的间隔通常是5～150cm。20世纪90年代以后许多学者开始研究细粒的浮冰碎屑成分及其物源（＞250μm或250～300μm）［37］。

本文中的冰筏碎屑分析主要采用＞250μm的碎屑含量，分析方法是使用万分之一电子天平称取5～15 g干样，采用筛析法提取＞250μm的颗粒样品，然后烘干称重，计算＞250μm颗粒样品的质量百分含量。

2 结果

2.1 沉积速率

从 ANT28－D5－6短柱状沉积物中210Pbex的垂向分布剖面来看（图2和表1），沉积物下部和上部虽有变化，但并未发现明显分段，物源的变化对该处的沉积速率影响不大，说明该处210Pbex主要为大气沉降，然后随生物碎屑颗粒沉积下来。沉积物中210Pbex比活度随柱样深度呈指数衰减。根据柱样ANT28－D5－6沉积物中210Pbex与柱样深度的分布规律可以发现，沉积物中210Pbex沉积物深度随柱样深度呈指数衰减，说明该区域沉积速率和210Pbex输入沉积物的通量稳定，并且沉积物中积累的210Pbex基本上不发生沉积后迁移。拟合210Pbex与柱样深度的衰变曲线得出沉积速率为0.19cm／a，相关系数R2＝0.936 4（n＝17），拟合度很好。ANT28－D5－6柱状沉积物总长为17 cm，跨越了89a的时间长度。因此，ANT28－D5－6柱状沉积物记录了南极威德尔海北部1922—2011年间的沉积环境信息。

图2 ANT28－D5－6柱状沉积物中210Pbex随深度分布图Fig.2 210Pbexprofile in sediment of ANT28－D5－6core

表1 ANT28－D5－6柱状沉积物伽马谱仪数据表Tab.1 The Gamma spectrometer data in sediment of ANT28－D5－6core

2.2 粒度分析结果

ANT28－D5－6柱状样沉积物粒级和粒度参数见表2。沉积物中的砂、粉砂、黏土含量及粒度参数变化如下：砂含量为4.27%～37.87%，平均为16.77%；粉砂含量为51.55%～80.36%，平均为69.13%；黏土含量为10.58%～17.33%，平均为14.10%。平均粒径 Mz为4.77φ～6.35φ，平均为5.73φ；分选系数σi为1.59φ～2.42φ，平均为1.93φ，分选差；偏态Ski为－0.12～0.16，平均为0.01，为正偏；峰态Kg为0.82～1.34，平均为1.09，峰形平坦到尖锐。

表2 威德尔海ANT28－D5－6柱状沉积物粒度参数Tab.2 The grain size parameter of ANT28－D5－6core sample in Weddell Sea

从图3可以看出，按粒度参数特征自下而上可以分为2层：Ⅱ层（8～17cm）和Ⅰ层（0～8cm）。Ⅱ层又分为Ⅱ1层（8～11cm）和Ⅱ2层（11～17cm），Ⅱ1层（8～11cm）为Ⅱ层和Ⅰ层之间的过渡阶段。

Ⅱ层（8～17cm）：颗粒较粗，粒度参数和各级组分含量变化较大，由25.85%的砂、61.48%的粉砂和12.67%的黏土组成，对应的沉积物类型为砂质粉砂（ST）、黏土质粉砂（YT）和粉砂（T）。其平均粒径为4.77φ，中值粒径为13.13μm。该层沉积物主要由粉砂和砂组成，粒度频率曲线为双峰态（图4a）。其中8～11cm为由粗到细的过渡类型。典型层位（13～14 cm）主峰的众数值为6φ，次峰的众数值为3φ，双峰态对应的概率曲线为两段式（图5a），切点为2.5φ。悬浮搬运沉积物由粒级12φ～2.5φ组成，含量为86.76%；跳跃及滚动搬运沉积物由2.5φ～0φ组成，含量为13.24%。主要以悬浮搬运沉积物为主，跳跃和滚动搬运沉积物次之。

图3 ANT28－D5－6柱状沉积物粒度参数随深度变化图Fig.3 The profile of grain size parameter in sediment of ANT28－D5－6core

图4 ANT28－D5－6沉积物8～17cm（a）和0～8cm（b）层粒度频率分布Fig.4 The frequency distribution of grain size in the layer 8～17cm（a）and 0～8cm（b）of ANT28－D5－6core sample

I层（0～8cm）：颗粒相对稍细，由6.25%的砂、77.89%的粉砂和15.87%的黏土组成，对应的沉积物类型为粉砂（T）。平均粒径为6.20φ，中值粒径为14.67μm，粒度频率曲线为单峰态（图4b）。典型层位（3～4cm）主峰的众数值为6φ，对应的概率曲线为一段式（图5b），悬浮搬运沉积物由粒级12φ～7φ组成，含量为28.09%；跳跃搬运沉积物由粒级7φ～4φ组成，含量为64.29%，斜率较悬浮组分的小；滚动搬运沉积物由4φ～0φ组成，含量为7.62%，斜率较跳跃组分大。主要以跳跃搬运沉积物为主，悬浮和滚动搬运沉积物较少。

图5 ANT28－D5－6沉积物13～14cm（a）和3～4cm（b）典型层位概率累积曲线Fig.5 The probability cumulative curve of typical horizon in the layer 13～14cm（a）and 3～4cm（b）of ANT28－D5－6core sample

2.3 冰筏碎屑物分析结果

ANT28－D5－6柱状沉积物冰筏碎屑含量分布见图3，最低为0.43%，最高为13.7%，平均为3.62%。在11～17cm层位冰筏碎屑出现3个峰值，具体为11～12 cm、13～14cm和16～17cm，冰筏碎屑含量分别为8.0%、8.6%和13.7%（图3）。其中13～14cm处除了磨圆度好的石英颗粒碎屑外，还有一磨圆度较好的较大的火山岩碎屑（图6a）；16～17cm处碎屑颗粒主要为石英颗粒，数量上也多于13～14cm处，磨圆度好（图6b）。0～11cm层位冰筏碎屑含量较低（＜4.0%）。

图6 ANT28－D5－6沉积物部分层位冰筏碎屑物组成特征Fig.6 Composition feature of the ice raft debris in some layers of ANT28－D5－6core sample

3 讨论

已有的研究表明，海洋沉积物粒度组成及特征能够间接反映沉积时的水动力强弱、海流和物源状况等沉积环境的变化［38］。在从1922—2011年近百年的时间内，ANT28－D5－6柱状沉积物在总体上随着时间变化，粒度组成由砂质粉砂逐渐过渡到粉砂和黏土质粉砂，平均粒径Mz也逐渐变大，分选系数σi逐渐变小，偏态Ski逐渐从负偏转变为近对称和正偏，峰态Kg逐渐变大，从宽峰态、中等峰态逐渐变为窄峰态，冰筏碎屑物含量逐渐变低（图7）。这表明在1922—2011年间，南极威德尔海北部总体上从动荡、高能和较强的沉积动力环境逐渐过渡到平稳、低能和较弱的沉积动力环境。1972年是沉积动力环境明显变化的分界线，其下的1922—1972年间（Ⅱ段）水动力较强，可搬运粗颗粒的物质，冰筏碎屑物含量较多；其上1972—2011年（Ⅰ段）水动力较弱，水动力较为稳定和平静，主要搬运沉积较细的物质，分选性较好。从南北半球的温度异常图（图7）上来看，1972年以来全球气温持续升温。

Ⅱ段（1922—1972年）根据变化特征又可分为Ⅱ2段（1922—1955年）和Ⅱ1段（1955—1972年）。

1922—1955年，南极威德尔海北部处于高能动荡的环境，水流速度较快，可快速搬运和沉积较粗的物质，包括冰筏碎屑物，冰筏碎屑物含量较高。这说明当时该区的海流很强，可能当时南极大陆相对较冷，南极离岸风可能也很强，浮冰携带较多的冰筏碎屑物在此沉降。

在1930—1936年间和1946—1952年间出现了2次水动力明显变弱的事件W1和W2，但这两次水动力变弱事件中冰筏碎屑物含量的变化明显不同，在W1期间冰筏碎屑含量是减少的，而在W2期间的冰筏碎屑含量是增加的。与南北半球的温度异常图相比，在W1期间全球年均气温相对增加，因此导致南极陆缘冰减少，威德尔环流携带到研究区的海冰相继减少，导致冰筏碎屑物沉积减少。相反地，在 W2期间全球平均气温降低，南极半岛东北冰架增加，威德尔海环流携带了更多菲尔希纳冰架断裂的浮冰到这里融化沉积，致使冰筏碎屑物沉积增加。

有意思的是1939年和1950年的两次冰筏碎屑物含量高值分别对应着太阳黑子第17和第18个太阳活动峰年（图7）。太阳黑子是在太阳的光球层上发生的一种太阳活动，活动周期为11.2a。太阳活动峰年与全球气温减低的年份有很好的对应关系［39］，太阳黑子活跃时会使地球南北极和赤道的大气环流作经向流动，也带动威德尔环流经向流动增强，冰川融化增强，从而携带更多浮冰。

1955—1972年，南极威德尔海北部水动力环境持续减弱，逐渐从高能动荡环境转变为低能静水环境，携带的沉积物粒度也逐渐变细，分选性逐渐从很差转为较差，对沉积物的改造分选作用逐渐增强，冰筏碎屑物的含量逐渐减少（图7），这充分说明1955—1972年间南极威德尔海水动力环境处在一个过渡的阶段。南极威德尔海在1955年水动力开始急剧变化，全球气温于1954—1956年下降0.1～0.2℃后才开始缓慢上升，1955—1956年是拉尼娜严重爆发的年份。

图7 近100年来南极威德尔海沉积环境随时间变化图、全球温度变化图和太阳黑子活动图Fig.7 The figures of the sediment environmental change of Weddell Sea，the global temperature anomaly and the monthly sunspots numbers over past 100years

1972—2011年，南极威德尔海北部处在一个低能静水环境，水动力较为稳定，主要携带的是细粒物质，水流对沉积物的改造作用较强，分选较好，冰筏碎屑物来源也少。这说明威德尔海北部的水动力自1972年以来处在一个较长的稳定阶段。自1972年全球气温处在持续的增温趋势中，但厄尔尼诺爆发，全球出现气候异常，低纬度大面积干旱，自此后全球气候变得异常，各国灾情频发［40－41］，这是否与南大洋水动力减弱有关系需要进一步的研究。在1987—1992年间有一次小的波动C1，虽然水动力没有变化，但沉积物分选系数增大0.1，峰度和偏态变化较大，显示了沉积物分选的变化，冰筏碎屑物含量略微增加，并且全球气温变化处在一个较高的平台，对应着太阳活动峰年，这与早期的认识——太阳黑子较活跃的年份会发生较多的冰川融化较为一致。在全球变暖的背景下，南极大陆冰架向海运移融化，沉积了较多的冰筏碎屑物。这也正反映了全球变暖正在改变着南极大陆和南大洋的气候，改变着南极的海－冰－气相互作用模式，虽然这种改变较为缓慢，但是这种改变再反馈到全球气候系统造成的结果可能是不可逆转的。

4 结论

南极威德尔海北部在1922—2011年近百年时间内水动力环境发生了显著变化。在1922—1972年间，南极威德尔海北部处在高能高速动荡的水动力环境，携带沉积了大量的冰筏碎屑物，冰筏碎屑物含量的增加可能与太阳活动峰年导致的威德尔环流经向流动增强有关。1930—1936年间和1946—1952年间发生了2次水动力减弱事件。1955—1972年威德尔海水动力环境从高能动荡的状态快速过渡为低能静水的状态，全球气温处于较为缓慢上升的阶段。1972年以来南极威德尔海北部保持较为平静的弱能状态，这与1972年以来全球气温缓慢上升较为一致，这也许是南极海－冰－气相互作用对全球气候和环境变化的一种反馈，但其中的关联和机制还需要进一步的研究。

致谢衷心感谢参加中国第28次南极科学考察任务的全体科考人员和“雪龙号”上的全体船员为沉积物样品的采集所付出的艰辛努力。感谢审稿老师的建议和帮助！

（References）：

［1］IPCC.IPCC fourth assessment report（AR4）［R］.Cambridge：PRESS C U，2007.

［2］LAURENT C，PAREY S.Estimation of 100－year－return－period temperatures in France in a non－stationary climate：Results from observations and IPCC scenarios［J］.Global and Planetary Change，2007，57（1－2）：177－188.

［3］DING Yi－hui，SUN Ying.Recent advances in climate change science［J］.Advances in Climate Change Research，2006，2（4）：161－167.

丁一汇，孙颖.国际气候变化研究新进展［J］.气候变化研究进展，2006，2（4）：161－167.

［4］QIN Da－he.Facts，impact，adaptation and mitigation strategy of climate change［J］.Science Foundation in China，2003，17（1）：1－3.

秦大河.气候变化的事实与影响及对策［J］.中国科学基金，2003，17（1）：1－3.

［5］CHEN Xing－rong，ZHANG Zhi－hua，CAI Yi.Review of the climate change in recently one hundred years and the potential natural factors affect［J］.Marine Forecasts，2013，30（1）：78－85.

陈幸荣，张志华，蔡怡.近百年气候变化及可能的自然影响因素研究进展［J］.海洋预报，2013，30（1）：78－85.

［6］JIN Jian－hui，LIU Xiu－min，ZHAO Guo－yong，et al.General trend and its secondary fluctuations of global climate change［J］.Journal of Subtropical Resources and Environment，2012，7（1）：40－46.

靳建辉，刘秀铭，赵国永，等.全球气候变化大趋势与次级波动［J］.亚热带资源与环境学报，2012，7（1）：40－46.

［7］HUANG Rui－xin.Ocean circulation：wind－driven and thermohaline processes［M］.Beijing：High Education Press，2012.

黄瑞新.大洋环流：风生与热盐过程［M］.北京：高等教育出版社，2012.

［8］SCHLÜTER P，UENZELMANN－NEBEN G.Indications for bottom current activity since Eocene times：The climate and ocean gateway archive of the Transkei Basin，South Africa［J］.Global and Planetary Change，2008，60（3－4）：416－428.

［9］SPEICH S，BLANKE B，MADEC G.Warm and cold water routes of an O.G.C.M.thermohaline conveyor belt［J］.Geophysical Research Letters，2001，28（2）：311－314.

［10］SCHLOSS I R，ABELE D，MOREAU S，et al.Response of phytoplankton dynamics to 19－year（1991－2009）climate trends in Potter Cove（Antarctica）［J］.Journal of Marine Systems，2012，92（1）：53－66.

［11］PURKEY S G，GREGORY C.Warming of global abyssal and deep Southern Ocean waters between the 1990sand 2000s：Contributions to global heat and sea level rise budgets［J］.Journal of Climate，2010，23（23）：6 336－6 351.

［12］PURKEY S G，JOHNSON G C.Global contraction of Antarctic Bottom Water between the 1980sand 2000s［J］.Journal of Cli－mate，2012，25（17）：5 830－5 844.

［13］PURKEY S G，JOHNSON G C.Antarctic Bottom Water warming and freshening：Contributions to sea level rise，ocean freshwater budgets，and global heat gain［J］.Journal of Climate，2013，26（16）：6 105－6 122.

［14］TREVENA J，SIJP W P，ENGLAND M H.Stability of Antarctic Bottom Water formation to freshwater fluxes and implications for global climate［J］.Journal of Climate，2008，21（13）：3 310－3 326.

［15］FOLDVIK A，GAMMELSR D T.Notes on Southern Ocean hydrography，sea－ice and bottom water formation［J］.Palaeogeography，Palaeoclimatology，Palaeoecology，1988，67（1－2）：3－17.

［16］FAHRBACH E，ROHARDT G，SCHEELE N，et al.Formation and discharge of deep and bottom water in the northwestern Weddell Sea［J］.Journal Maritime Research，1995，53（4）：515－538.

［17］CARMACK E C，FOSTER T D.On the flow of water out of the Weddell Sea［J］.Deep－Sea Research，1975，22（11）：711－724.

［18］GORDON A L，HUBER B A，HELLMER H H，et al.Deep and bottom water of the Weddell Sea＇s western rim［J］.Science，1993，262（5130）：95－97.

［19］GORDON A，VISBECK M，HUBER B.Export of Weddell Sea deep and bottom water［J］.Journal of Geophysical Research Oceans，2001，106（C5）：9 005－9 017.

［20］PUDSEY C J.Late quaternary changes in Antarctic bottom water velocity inferred from sediment grain size in the northern Weddell Sea［J］.Marine Geology，1992，107（1－2）：9－33.

［21］GOLDBERG E D，KOIDE M.Rates of sediment accumulation in the Indian Ocean［C］∥GEISS J，GOLDBURG E D.Earth science and meteoritics.Amsterdam：North－Holland Publishing Company，1963：90－102.

［22］KOIDE M，BRULAND K W，GOLDBERG E D.Th－228／Th－232and Pb－210geochronologies in marine and lake sediments［J］.Geochimica et Cosmochimica Acta，1973，37（5）：1 171－1 187.

［23］ MATSUMOTO Ei－ji，LI Zhong－sheng.The sediment rates of Biwa Lake of Japan using Pb210［J］.Geology Geochemistry，1977（06）：62－66.

松本英二，李钟声.Pb210法测定琵琶湖底泥的沉积速度［J］.地质地球化学，1977（06）：62－66.

［24］LIN Rui－fen，MIN Yu－shun，WEI Ke－qin，et al.210Ph－Dating of sediment cores from the Pearl River mouth and its environmental geochemistry implication［J］.Geochimica，1998，27（5）：401－411.

林瑞芬，闵育顺，卫克勤，等.珠江口沉积柱样210Pb法年龄测定结果及其环境地球化学意义［J］.地球化学，1998，27（5）：401－411.

［25］LIU Zhi－guang，WANG Fu，PEI Yan－dong，et al.137Cs and210Pb distribution and modern sedimentation in the north and south intertidal zones of Sanhe Island，Tianjin，China［J］.Geological Bulletin of China，2007，26（7）：864－868.

刘志广，王福，裴艳东，等.天津三河岛潮间带137Cs与210Pb的分布及现代沉积过程［J］.地质通报，2007，26（7）：864－868.

［26］HU Bang－qi，LI Guo－gang，LI Jun，et al.Spatial variability of the210Pb sedimentation rates in the Bohai and Huanghai Seas and its influencing factors［J］.Acta Oceanologica Sinica，2011，33（6）：125－133.

胡邦琦，李国刚，李军，等.黄海、渤海铅－210沉积速率的分布特征及其影响因素［J］.海洋学报，2011，33（6）：125－133.

［27］YU Wen，HE Jian－hua，LI Yi－liang，et al.210Pb－derived organic carbon deposition flux on the north Chukchi shelf［J］.Chinese Journal of Polar Research，2012，26（4）：391－396.

余雯，何建华，李奕良，等.基于210Pb测年法的楚科奇海陆架北缘有机碳沉积通量研究［J］.极地研究，2012，26（4）：391－396.

［28］HERNÁNDEZ－MOLINA F J，LARTER R D，REBESCO M，et al.Miocene reversal of bottom water flow along the Pacific Margin of the Antarctic Peninsula：Stratigraphic evidence from a contourite sedimentary tail［J］.Marine Geology，2006，228（1－4）：93－116.

［29］CONNOLY J R，EWINGM.Ice－rafted detritus as a climatic indicator in Antarctic deep sea cores［J］.Science，1965，150（3705）：1 822－1 824.

［30］SMITH D G，LEDBETTER M T，CIESIELSKI P F.Ice－rafted volcanic ash in the South Atlantic sector of the Southern Ocean during the last 100，000years［J］.Marine Geology，1983，53（4）：291－312.

［31］VORREN T O，HALD M，EDVARDSEN M .Glacigenic sediments and sedimentary environments on continental shelves：genenal prinicples with a case study from the Norwegian shelf［C］∥EHLERS J.Glacial deposits in Northwest Europe.Rotterdam：Balkema，1983：61－73.

［32］WATKINS N D，KEANY J，LEDBETTER M T，et al.Antarctic glacial history from analyses of ice－rafted deposits in marine sediments：New model and initial tests［J］.Science，1974，186（4163）：533－536.

［33］LABEYRIE L D，PICHON J J，LABRACHERIE M，et al.Melting history of Antarctica during the past 60，000years［J］.Nature，1986，322（6081）：701－706.

［34］COOKE D W，HAYS J D.Estimates of Antarctic Ocean seasonal sea－ice cover during glacial intervals［C］∥CRADDOCK C.Antarctic geoscience：Symposium on Antarctic geology and geophysics.Wisconsin：The Union of Wisconsin Press，1982：1 017－1 025.

［35］PIPER D J W，BRISCO C D.Deep－water continental－margin sedimentation，DSDP leg 28，Antarctica［R］.HAYES D E，FRAKES L A.Initial reports of the deep sea drilling project.Washington：U.S.Govt.Printing Office，1975：727－755.

［36］KENT D，OPDYKE N D，EWING M.Climate change in the North Pacific using ice－rafted detritus as a climatic indicator［J］.Geological Society of America Bulletin，1971，82（10）：2 741－2 754.

［37］PHILLIPS R L，GRANTZ A.Regional variations in provenance and abundance of ice－rafted clasts in Arctic Ocean sediments：Implications for the configuration of late Quaternary oceanic and atmospheric circulation in the Arctic［J］.Marine Geology，2001，172（1－2）：91－115.

［38］HALL I R，EVANS H K，THORNALLEY D J R.Deep water flow speed and surface ocean changes in the subtropical North Atlantic during the last deglaciation［J］.Global and Planetary Change，2011，79（3－4）：255－263.

［39］LASSEN K，FRIIS－CHRISTENSEN E.Variability of the solar cycle length during the past five centuries and the apparent association with terrestrial climate［J］.Journal of Atmospheric and Terrestrial Physics，1995，57（8）：835－845.

［40］CAVIEDES C N.El Ni~no 1972：Its climatic，ecological，human，and economic implications［J］.Geographical Review，1975，65（4）：493－509.

［41］ZHANG Li－ming，ZENG Zhao－mei.The discussions on the the global climate anomaly characteristics and its formation reasons［J］.Science in China：Ser B，1984，14（1）：87－96.

章名立，曾昭美.七十年代全球气候异常的特征及其形成原因的探讨［J］.中国科学B辑，1984，14（1）：87－96.