Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Современные океанологические условия в Тихом океане .13
1.1. Циркуляция вод в Тихом океане 13
1.2. Восточная экваториально-тропическая область Тихого океана .19
1.3. Берингово море 29
1.4. Выводы 40
Глава 2. Палеоокеанологическая изученность субарктической и восточной экваториально-тропической областей Тихого океана .41
2.1. Влияние внешних факторов на палеоклимат Земли 41
2.2. Взаимосвязь высоких и низких широт в Тихоокеанском секторе Северного полушария .43
2.3. Восточная экваториально-тропическая область Тихого океана .45
2.4. Северо-западная часть Тихого океана .49
2.5. Выводы 55
Глава 3. Сообщества бентосных фораминифер открытого океана как инструмент палеоокеанологических реконструкций 56
3.1. Общие сведения о бентосных фораминиферах 56
3.2. Краткая история становления метода реконструкций палеоокеанологических условий по комплексам бентосных фораминифер .57
3.3. Параметры среды и современные методы их реконструкций по комплексам бентосных фораминифер 63
3.4. Выводы 70
Глава 4. Материал и методы исследования 72
4.1. Методы стратиграфического расчленения средне-позднечетвертичных отложений .72
4.2. Методы реконструкции биопродуктивности поверхностных вод, содержания кислорода в придонных водах и ледовых обстановок .76
4.3. Метод сопоставления относительных изменений биопродуктивности по различным палеоокеанологическим индикаторам в северно-западной части Тихого океана в течение последних 25 тыс. лет 79
4.4. Методы изучения колонок SO201-2-85KL и MD02-2529 85
Глава 5. Вариации палеоокеанологических условий в восточной экваториально-тропической области Тихого океана 89
5.1. Литологическое и хроностратиграфичекое расчленение колонки MD02 2529 .89
5.2. Результаты изучения осадков колонки MD02-2529 93
5.3. Палеоокеанологические условия в восточной экваториально-тропической области Тихого океана в течение последних 260 тыс. лет 106
5.3.1. Изменения поступления органического вещества на дно 106
5.3.2. Вариации сезонности поступления органического вещества на дно 108
5.3.3. Растворение карбонатных микрофоссилий на хребте Кокос в течение последних 260 тыс. лет 110
5.3.4. Вариации содержания кислорода в придонных водах над хребтом Кокос во время Антарктических изотопных максимумов за последние 150 тыс. лет 1 5.4. Сопоставление изменений поступления органического вещества на дно в различных частях ВЭТ в пределах максимума последнего оледенения и голоцена 114
5.5. Выводы 118
Глава 6. Реконструкции палеоокеанологических условий в западной части Берингова моря и прилегающей северо-западной части Тихого океана 120
6.1. Литологическое и хроностратиграфическое расчленение отложений колонки SO201-2-85KL и разрез мультикорера SO201-2-79MUC 120
6.2. Результаты изучения осадков колонки SO201-2-85KL и мультикорера SO201-2-79MUС .129
6.3. Вариации условий палеосреды над хребтом Ширшова за последние 180 тыс. лет 1 6.3.1. Реконструкции биопродуктивности поверхностных вод, содержания кислорода на промежуточных глубинах и ледовых обстановок .143
6.3.2. Влияние гляциоэвстатических колебаний уровня Мирового океана на комплексы бентосных фораминифер .156
6.3.3. Реакция палеоокеанологических обстановок в районе хребта Ширшова на изменения интенсивности Восточно-Азиатского муссона и колебания температуры воздуха в Северной Атлантике за последние 70 тыс. лет 160
6.4. Корреляция палеоокеанологических условий в Беринговом, Охотском, Японском морях и северной части Тихого океана за последние 25 тыс. лет..162
6.4.1. Вариации биопродуктивости поверхностных вод 162
6.4.2. Изменения содержания кислорода на промежуточных глубинах 170
6.5. Выводы 171
Глава 7. Сопоставление палеоокеанологических событий и удаленная передача климатических сигналов между низкими и высокими широтами в течение двух последних климатических циклов 174
7.1. Интервал предпоследнего оледенения (190-135 т.л.н.) .174
7.2. Интервалы терминации II и последнего межледниковья ИКС 5.5 178
7.3. Интервал ИКС 5.4-5.1 .179
7.4. Интервал ИКС 4-2(МПО) .181
7.5. Интервалы Терминации I и раннего голоцена .183
7.6. Выводы .186
Заключение 188 Список сокращений .190 Аннотированный список видов 192 Список литературы
- Восточная экваториально-тропическая область Тихого океана
- Восточная экваториально-тропическая область Тихого океана
- Параметры среды и современные методы их реконструкций по комплексам бентосных фораминифер
- Метод сопоставления относительных изменений биопродуктивности по различным палеоокеанологическим индикаторам в северно-западной части Тихого океана в течение последних 25 тыс. лет
Восточная экваториально-тропическая область Тихого океана
Циркуляция поверхностных и подповерхностных вод Тихого океана представлена двумя крупномасштабными антициклоническими круговоротами в Северном и Южном полушариях. Севернее экватора под действием северовосточного пассата возникает Северное пассатное течение (СПТ), которое, достигнув Филиппинских островов, разделается на две ветви (рис. 1.1). Одна из них отклоняется к югу и вовлекается в движущееся на подповерхностных глубинах обратно на восток Межпассатное противотечение (МПТ). Другая ветвь направляется на север, следует вдоль восточной границы Восточно-Китайского моря и дает начало теплому течению Куросио. Примерно в районе 40 с.ш. поверхностное течение поворачивает на восток и переходит в Северотихоокеанское течение. У берегов Северной Америки оно разделяется на холодное Калифорнийское течение южного направления и теплое Аляскинское течение, следующее на север. Калифорнийское течение соединяется с СПТ, замыкая северный субтропический круговорот. Аляскинское течение движется на север, затем вблизи полуострова Аляска поворачивает на запад и следует вдоль Командорско-Алеутской островной гряды. Через ее многочисленные проливы воды этого течения проникают в Берингово море и затем выносятся в Арктику через Берингов пролив.
В Южном полушарии под влиянием юго-восточного пассата формируется Южное пассатное течение (ЮПТ), также следующее на запад, где оно, как и СПТ, разветвляется. Часть вод поворачивает на север и вовлекается в МПТ. Другая часть отклоняется к югу, образуя Восточно-Австралийское течение (рис. 1.1). Южнее Новой Зеландии воды Восточно-Австралийского течения соединяются с водами Антарктического циркумполярного течения Южного океана и движутся на восток. Вблизи побережья Южной Америки часть вод переходит в холодное Перуанское течение, которое замыкает южный антициклонический поверхностный круговорот.
Промежуточные воды Тихого океана формируются в областях океанических фронтов. В северной части океана в районе субарктического фронта, в полосе между 45 и 35с.ш., образуется насыщенная кислородом Северотихоокеанская промежуточная вода (СТПрВ; 300-800 м), характеризующаяся ярко выраженным минимумом солености (рис. 1.2; Talley, 1993; WOA, 2009). Рис. 1.1. Схема основных поверхностных течений, расположения океанических фронтов и круговоротов в Тихом океане (по Tomczak, Godfrey, 1994). Цифрами обозначены течения: 1- Склоновое (или Поперечное) беринговоморское, 2 – Восточно-Камчатское, 3 – Мексиканское. ПФр – полярный фронт, СТФ – субтропический фронт, САФ – субантарктический фронт. 16
Вдоль 150 з.д. она распространяется до 20с.ш., а восточнее, вдоль 110 з.д., -до 12с.ш. (Talley, 1993; Fiedler, Talley, 2006). Однако максимумы фосфатов и нитратов, приуроченных к минимуму солености СТПрВ, протягиваются вплоть до экватора и, пересекая его, частично проникают в Южное полушарие (рис. 1.2).
В южной части Тихого океана, верхний слой водной толщи между Южным полярным и Субантарктическим фронтами занимает Антарктическая промежуточная вода (ААПрВ), которая севернее Субантарктического фронта погружается на промежуточные глубины и следует по направлению к экватору на уровне 500-1200 м до 10 с.ш. (Кошляков, Тараканов, 2005; Fiedler, Talley, 2006). Эта вода, как и СТПрВ, характеризуется пониженной соленостью (рис. 1.2). Нижняя граница ААПрВ выделяется по величине нейтральной плотности = 27.58 кг/м3 (Кошляков, Тараканов, 2005), где нейтральная плотность - это характеристика водной массы, определяющейся из условия, что «при движении частицы воды вдоль изоповерхности f не совершается работа против силы Архимеда» (Кошляков, Тараканов, 2005). В области погружения ААПрВ в результате зимней конвекции образуется вышележащая Субантарктическая модовая вода (СААМВ, 200-500 м), которая также распространяется по направлению к экватору, где частично транспортируется Экваториальным промежуточным противотечением (ЭППТ).
Глубинные и придонные воды Тихого океана формируются в Южном океане. В области Антарктического циркумполярного течения под ААПрВ располагается Нижняя циркумполярная глубинная вода (НЦГВ), являющаяся результатом трансформации Североатлантических глубинных вод в области их проникновения в зону Антарктического циркумполярного течения (Кошляков, Тараканов, 2003б). Для НЦГВ характерны повышенные значения солености и пониженные концентрации биогенных элементов (фосфатов и нитратов) (рис. 1.2). НЦГВ располагается между изопикническими поверхностями 28.11 и 28.16 кг/м3 (Кошляков, Тараканов, 2003б).
Циркумполярная донная вода (ЦДВ) выделяется под НЦГВ и представляет собой продукт диапикнического смешения вышележащей НЦГВ и нижележащей ААДВ (Тараканов, 2009, 2010). ЦДВ характеризуется промежуточными между НЦГВ и ААДВ свойствами. Верхняя ее граница соответствует изопикнической поверхности 28.16 кг/м3, а нижняя - 28.26 кг/м3 (Кошляков, Тараканов, 2003б). НЦГВ и ЦДВ следуют с юга на север вдоль Южной, Центральной и СевероЗападной котловин Тихого океана. К 20с.ш. ЦДВ выклинивается у дна (рис. 1.3), а дальнейшее движение на север в придонном слое продолжает только НЦГВ (Кошляков, Тараканов, 2003б). Сложный рельеф абиссали северной части Тихого океана обуславливает разветвление потока НЦГВ на несколько более мелких потоков, самый северный из которых располагается к югу от Алеутских островов, а наиболее южный – вблизи экватора. В процессе движения НЦГВ с юга на север происходит медленное ее смешение с вышележащими СТПрВ и ААПрВ. В результате такого перемешивания образуется заполняющая значительную часть абиссали Тихого океана Тихоокеанская глубинная вода (ТГВ) (Кошляков, Тараканов, 2004). Таким образом, ТГВ содержит как Антарктическую, так Североатлантическую компоненты и является самой древней водной массой Мирового океана. ТГВ характеризуется минимумами содержания кислорода и максимальными концентрациями биогенных элементов (Кошляков, Тараканов, 2004). В северной части Тихого океана она занимает всю толщу воды, расположенную под СТПрВ (М.Н. Кошляков, устное сообщение). Интенсивный водообмен между северной частью Тихого океана и Беринговым морем, а также данные Атласа мирового океана (WOA, 2009), позволяют с уверенностью говорить, что глубинные воды Берингова моря также являются ТГВ.
Антарктическая донная вода (ААДВ) формируется в результате смешения Антарктической поверхностной воды, холодной и плотной Антарктической шельфовой воды и НЦГВ. Процесс образования ААДВ происходит в шести районах Антарктики: в западной и восточной частях моря Росса (Тихоокеанский сектор), в южной и западной частях моря Уэдделла (Атлантический сектор), у земли Адели и в море Содружества (сектор Индийского океана) (Whitworth et al., 1999). В Тихом океане ААДВ распространяется на север не далее 40ю.ш. (рис. 1.3; Кошляков, Тараканов, 2003а)
Восточная экваториально-тропическая область Тихого океана
Отдельные виды с хорошо изученными экологическими предпочтениями служат индикаторами поступления пищи на дно. К показателям высоких потоков ОВ на дно относятся Bulimina spp., Bolivina spp., Cassidulina spp., Chilostomella oolina, Globobulimina spp., Melonis barleeanus, M. zaandami, Nonionella stella, Sphaeroidina bulloides и Uvigerina spp. (обычно U. peregrina) (Lutze, 1980; Lutze, Coulbourn, 1984; Corliss, 1991; Loubere, 1991, 1994, 1999; Schmeidl et al., 1997; Fontanier et al., 2002; Nomaki et al., 2005). Виды, указывающие на высокий поток ОВ на дно, принадлежат, как правило, к инфауне и способны выдерживать пониженные концентрации кислорода. Другая группа БФ, представленная в основном эпифауной или поверхностной инфауной, обитает в условиях низкого потока ОВ на дно. В нее входят Cibicidoides wuellerstorfi, Hoeglundina elegans, Oridorsalis umbonatus, Nuttallides umbonifer, Globocassidulina subglobosa (Altenbach et al., 1999; Loubere, Fariddudin, 1999; Morigi et al., 2001).
Переходные функции, рассмотренные в предыдущем разделе, также используются для количественной оценки потоков ОВ на дно в экваториально-тропической климатической зоне (Loubere, 1991, 1994).
Поток ОВ на дно контролируется как биопродуктивостью поверхностных вод, так и поступлением ОВ в результате переноса придонными течениями (Loubere et al., 2003; Jorissen et al., 2007). Однако в случае одинакового хода кривых разных индикаторов биопродуктивности и потока ОВ на дно в течение длительных интервалов можно сделать вывод о том, что поток ОВ контролировался преимущественно процессами осаждения фитодетрита из фотического слоя. Такой вывод справедлив для СЗТ, включая прилегающие окраинные моря, поэтому в колонках из этого района комплексы БФ используются в качестве индикаторов биопродуктивности поверхностных вод (например, Gorbarenko et al., 2005; Хусид и др., 2006; Овсепян и др., 2013). В случаях установления в некоторых интервалах активизации гидродинамической активности придонных вод, которая могла влиять на поступление ОВ на дно, интерпретация палеоокеанологических данных для этого интервала обсуждается отдельно (например, Алексеева и др., в печати).
В осадке по степени разложения ОВ делится на свежее, осажденное из фотического слоя, и измененное (деградированное), т.е. подвергшееся длительному процессу преобразования бактериями (Jorissen et al, 2007). Несмотря на то, что процесс деградации новообразованной первичной продукции начинается уже в фотическом слое, достигшее дна ОВ (экспортная продукция) считается свежим (Jorissen et al, 2007). На поверхности осадка продолжается его минерализация в оксидных условиях. После захоронения ОВ подвергается дальнейшему разложению уже в анаэробной среде (Химия морей и океанов, 1995).
Современные исследования экологических предпочтений различных видов БФ показали, что некоторые виды предпочитают употреблять в пищу свежее ОВ, в то время как другие – измененное. Например, Bulimina exilis развивается лучше и интенсивнее в районах, где доминирует привнос свежего лабильного ОВ, в то время как доля M. barleeanus и Globobulimina affinis возрастает, когда в осадке в большом количестве содержится измененное ОВ (Caralp, 1984; 1989; Fontanier et al., 2002). G. subglobosa способна питаться свежими диатомовыми (Suhr et al., 2003). Таким образом, качество ОВ может быть восстановлено исходя из экологических предпочтений доминирующих видов или группы видов БФ.
Поскольку большинство таксонов, живущих на поверхности, участвуют в аэробной минерализации свежего органического вещества, а глубокая инфауна может вносить вклад в дизаэробную минерализацию уже измененного ОВ (Fontanier et al., 2002), соотношение инфауны и эпифауны БФ можно использовать как индикаторы качества ОВ. Преобладание инфауны в комплексах БФ отражает обилие захороненного, т.е. измененного ОВ, в то время как доминирование эпифауны указывает на преобладание свежего ОВ (Van der Zwaan et al., 1999).
Поток ОВ на дно непостоянен во времени, он характеризуется сезонной и межгодовой изменчивостью (Loubere, 1991, 1994; Jorissen et al, 1995, 2007; Loubere, Farriduddin, 1999; Gooday, 2003). Эта изменчивость особенно ярко выражена в полярных и субарктических регионах, где зимой океан покрывается морским льдом (Wollenburg, Mackensen, 1998; Wollenburg et al., 2000; Ivanova et al., 2008; Polyak et al., 2013).
Эпизодические вспышки весеннего цветения фитопланктона приводят к пульсационному поступлению ОВ на дно. В результате в этих районах развиваются популяции БФ, виды которых могут практически мгновенно заселять фитодетритовые осадки, быстро вырастая и размножаясь (например, Gooday, Hughes, 2002). К таким видам относятся, например, хорошо известные Alabaminella weddellensis и Epistominella exigua (Thomas et al., 1995; Loubere, 1998).
В восточной экваториально-тропической области Мирового океана П. Лубэр и М. Фаридуддин на основании изучения современных комплексов БФ уточнили экологические предпочтения для большого числа видов в зависимости от сезонного контраста поступления ОВ на дно (Loubere, Fariduddin, 1999). Согласно их базе данных, все изученные ими районы экваториально-тропического пояса можно разделить на три группы: (1) области с равномерным в течение года поступлением ОВ на дно, (2) зоны с ярко выраженным сезонным контрастом и несколькими вспышками цветения фитопланктона в течение года и (3) регионы с ярко выраженным сезонным контрастом и единичным пиком цветения фитопланктона в течение года (Loubere, Fariduddin, 1999). Характерными представителями условий, входящих в первую группу, являются хиспидные формы рода Uvigerina (hispid Uvigerina), G. subglobosa, Pullenia bulloides. Вторая группа состоит главным образом из A. weddellensis и E. exigua, а также М. barleeanus, C. wuellerstorfi. Третья группа представлена в основном C. hooperi, Nonion spp. и Pyrgo osloensis, которые не встречены в колонках, изученных в рамках диссертации.
Параметры среды и современные методы их реконструкций по комплексам бентосных фораминифер
Горизонт I (14–80 см). Верхние 14 см колонки сильно повреждены в процессе извлечения. Интервал 14–64 см представлен глинисто-диатомовым илом, светлым зеленовато-серым, мягким. По гранулометрическому составу это глинисто-силтовый ил, в котором силт сложен преимущественно диатомеями и их обломками. Горизонт обогащен пиритом и раковинами БФ и ПФ (Овсепян и др., 2013). На уровне 64 см и ниже содержание диатомовых постепенно уменьшается и осадок переходит в глинисто-силтовый ил с примесью диатомовых, а далее в более тонкозернистый силтово-глинистый ил. На 47–55 см встречен прослой черного вулканического пепла.
Горизонт II (80–254 см) сложен терригенным силтово-глинистым илом темного оливково-серого цвета с многочисленными темными пятнами. Осадки содержат пирит, а также в небольшом количестве раковины БФ и панцири диатомовых.
Горизонт III (254–824 см) представлен силтово-глинистым илом темно-серого цвета. По результатам изучения смер-слайдов, диатомовые и раковины ПФ и БФ содержатся в нем эпизодически в виде примеси (Овсепян и др., 2013; Алексеева и др., в печати). Согласно первичному описанию (Dullo et al., 2009), прослой 650–660 см обогащен диатомовыми, что подтверждается данными диатомового анализа (Cherepanova et al., 2011). Его подстилает черный прослой вулканического пепла 660– 671 см. Содержание пирита в осадках горизонта III высокое, с максимальным значением, по оценке в смер-слайдах, в интервале 664–665 см (Алексеева и др., в печати). На глубине 704 см установлен прослой глинисто-силтового ила, который подстилается песчанисто-глинистым силтом на 724 см.
Горизонт IV (824–1244 см). Верхняя граница горизонта (824 см) маркируется переходом от силтово-глинистого ила, который преобладал в горизонтах II и III, к более крупнозернистому глинисто-силтовому илу. Горизонт мощностью 4.2 м представлен переслаиванием двух литолого-фациальных разновидностей терригенных илов. Слои относительно светлого зеленовато-серого цвета (823–852 см, 899–925 см, 1068–1082 см), согласно первичному описанию (Dullo et al., 2009), сложены диатомовым илом. Слои темно-серого терригенного ила характеризуются низким содержанием диатомовых и обогащены гидротроилитом на 941–1068 см. На глубине 1082 см выделен прослой вулканического пепла светло-серого цвета. Интервал 1082–1148 см под пепловым прослоем сложен темно-серым, силтово-глинистым илом, ниже 1125 см цвет изменяется на зеленовато-серый, более светлый. Осадки нижней части горизонта содержат редкие раковины БФ и ПФ.
Горизонт V (1244–1294 см) представлен зеленовато-серым глинисто-диатомовым и чистым диатомовым илом, который подстилается темно-серым песчанисто-глинистым силтом с резким контактом на глубине 1294 см. БФ и ПФ редки, а в некоторых слоях отсутствуют из-за интенсивного растворения известковых раковин.
Горизонт VI (1294–1754 см) сложен сероцветными терригенными осадками, местами с примесью диатомовых. Преобладают относительно крупнозернистые глинисто-силтовые илы, в отдельных прослоях переходящие в песчано-глинистый силт. В верхней части горизонта VI (1294–1525 см) доминирует глинисто-силтовый ил темно-серого цвета. На его фоне выделяются более светлые зеленовато-серые прослои, обогащенные диатомовыми и БФ: 1335–1342, 13551–360, 1394–1400 и 1490– 1498 см. На глубине 1333–1335 см встречен обломок породы длиной 2 см. Силтовый прослой на глубине 1384 см подстилается прослоем вулканического пепла светлосерого цвета на 1385 см. Глубже 1525 см и до подошвы горизонта осадки сложены глинисто-силтовым илом, с черными пятнами обогащения сульфидом железа (гидротроилитом и пылевидным аутигенным пиритом). Далее, вниз по колонке (1535–1640 см) наблюдается переслаивание темно-серых илов с высоким содержанием БФ и прослоев диатомовых илов, обедненных БФ. В интервале 1634– 1635 см во фракциях 63 m найдены диатомовые (25%). На уровне 1645 см встречен угловатый обломок породы размером 2 см. На 1641 см, 1646 см, 1649 см обнаружены линзы вулканического пепла толщиной 3 см, светло-серого цвета. БФ редки за исключением уровней 1646 см (750 экз./г) и 1711 см (165 экз./г), ПФ единичны. На глубине 1728–1732 см – прослой вулканического пепла светло-серого цвета.
Горизонт VII (1754-1813 см) представлен глинисто-диатомовым илом зеленовато-серого цвета без примеси раковин фораминифер. 125 Возрастная модель колонки SO201-2-85KL описана в работах (Max et al., 2012; Riethdorf et al., 2013a). Для верхней части колонки она основана на визуальной корреляции кривой яркости осадков (color reflectance b ) с изотопно-кислородной кривой гренландского ледового керна NGRIP с учетом семи масс спектрометрических радиоуглеродных датировок (Max et al., 2012; таблица 6.1), пять из которых получены по колонке SO201-2-85KL. Две даты, 10300 и 11200 лет назад, соответствуют средним значениям возраста для двух пиков интенсивности Ca, измеренной рентгено-флюоресцентным методом по этой и нескольким другим колонкам из северо-западной части Тихого океана. Все радиоуглеродные даты пересчитаны в календарные с помощью программы Calib Rev 6.0 (Stuiver, Reimer, 1993) с использованием атмосферой калибровочной кривой Intcal09 (Reimer et al., 2009) и учетом резервуарного эффекта 700 лет, принятого постоянным для последних 25 тыс. лет (Max et al., 2012).
Метод сопоставления относительных изменений биопродуктивности по различным палеоокеанологическим индикаторам в северно-западной части Тихого океана в течение последних 25 тыс. лет
Интенсификация растворения в ВЭТ могла быть связана с повышением агрессивности омывавших в это время хребет Кокос (Leduc et al., 2010) промежуточных вод субантарктического происхождения, согласно изотопно-кислородным данным (Глава 5). В западной части Берингова моря в качестве одного из вариантов объяснения растворения приводится гипотеза о возможном подъеме верхней границы промежуточных вод, по крайней мере, до глубин 900-1000 м за счет вероятного снижения продукции промежуточных вод на шельфе в условиях сокращения ледового покрова и относительного теплого климата (раздел 6.3.1). На сокращение ледового покрова указывает как снижение СА гравия, так и увеличение биопродуктивности поверхностных вод, восстановленное по увеличению содержания U. peregrina (рис. 7.3). К сожалению, подкрепление этой гипотезы другими независимыми индикаторами присутствия на хребте Кокос вод субантарктического происхождения на данный момент невозможно из-за отсутствия опубликованных данных. Тем не менее, приведенные рассуждения позволяют в высокой долей уверенности предполагать, что синхронность установленных палеоокеанологических событий обусловлена влиянием водных масс субантарктического происхождения.
Биопродуктивность поверхностных вод в западной части Берингова моря в течение интервала ИКС 4-МПО была низкой с кратковременными сезонными эпизодами увеличения в период весеннего цветения фитопланктона в условиях развития обширного ледового покрова. Как и в ИКС 6, хребет Ширшова омывали насыщенные кислородом промежуточные воды, образованные на северо-западном шельфе (Овсепян и др., 2013). Таким образом, связи высоких и низких широт Тихого океана посредством субантарктических водных масс не существовало.
Содержание кислорода в придонных водах на промежуточных глубинах. Согласно работе (Leduc et al., 2010), в течение ИКС 4 и начале ИКС 3 (до 50 т.л.н.) хребет Кокос омывался преимущественно водами субарктического происхождения. В связи с этим, ожидается выявить похожий ход кривых распределения индикаторов содержания кислорода вблизи дна в Беринговом море и ВЭТ. Однако сопоставление кривых распределения оксидной группы в колонке MD02-2529 и оксидной и субоксидной групп в колонке SO201-2-85KL показало отсутствие корреляции между кривыми распределения кислородозависимых групп в Беринговом море и ВЭТ в течение ИКС 4–МПО (рис. 7.4).
Это, скорее всего, значит, что повышение концентрации кислорода в течение последнего оледенения в ВЭТ не были связаны с интенсификацией образования СТПрВ в Беринговом море, в отличие от интервала конца предпоследнего оледенения, где корреляция между кривыми хорошо прослеживалась (рис. 7.2).
Можно предположить, что в течение последнего оледенения содержание кислорода вблизи дна в обоих регионах контролировалось, главным образом, количеством ОВ, поступавшего на дно и/или скоростью придонных течений, а не интенсивностью образования промежуточных вод в субарктической области Тихого океана.
Биопродуктивность. Для сопоставления изменений биопродуктивности в Берингово море и ВЭТ в качестве индикаторов были выбраны численность и СА ПФ и БФ (рис. 7.5). Именно по вариациям этих величин было установлено увеличение поступления ОВ на дно в интервале первого события Хайнриха в ВЭТ (Овсепян, Иванова, 2009; Ivanova et al., 2012), а также раннее повышение биопродуктивности над хребтом Ширшова в самом начале дегляциации и первого события Хайнриха (Овсепян и др., 2013).
Как видно на рис. 7.5, в ВЭТ увеличение поставки свежего ОВ на дно зафиксировано 16.6 т.л.н. (Ivanova et al. 2012). Эти изменения связаны с доминированием сигнала прецессии (Beaufort et al., 2001; Ivanova et al. 2012), который усиливался вертикальным перемешиванием и подъемом «старых», богатых биогенными элементами вод субантарктического происхождения в ВЭТ (рис. 7.5д; Ivanova, 2009; Calvo et al., 2011; Ivanova et al., 2012). Повышение биопродуктивности и поступления ОВ на дно совпадает с интервалом низких значений 14С (Marchitto et al., 2007), которые свидетельствуют о присутствии «старых» вод субантарктического происхождения на промежуточных глубинах на материковом склоне Калифорнийского полуострова (Ivanova, 2009). В Беринговом море увеличение биопродуктивности началось раньше, чем в ВЭТ. Однако точная оценка времени опережения, если таковое имело место, невозможна из-за неопределенности резервуарного эффекта в интервале дегляциации в субарктической части Тихого океана. В главе 6 и в работе (Овсепян и др., 2013) отмечалось, что повышение биопродуктивности на рубеже 17.5 тыс. лет было связано как минимум с двумя факторами. Одним из них является отступление границы морских льдов на север в условиях потепления климата и/или за счет усиления Восточно-Азиатского муссона (рис. 7.5, Wang et al., 2001), контролирующего в настоящее время распространение ледового покрова в Беринговом море (Li, Wang, 2013). вентиляционные возраста (ventilation ages) 14С промежуточных и глубинных вод Берингова и Охосткого морей и открытой северо-западной части Тихого океана (по Max et al., 2014); в) численность (Овсепян и др., 2013) и скорости аккумуляции планктонных фораминифер; г) численность (Овсепян и др., 2013) и скорости аккумуляции бентосных фораминифер; д) вариации содержания радиоуглеродного изотопа 14С в промежуточных водах на континентальном склоне Калифорнийского полуострова (Marchitto et al., 2007); е) численность (Овсепян, Иванова, 2009) и скорости аккумуляции бентосных фораминифер; ж) численность (Овсепян, Иванова, 2009) и скорости аккумуляции бентосных фораминифер. ИКС – изотопно-кислородные стадии, РД – ранняя дегляциация, Х1 – интервал первого события Хайнриха, Б-А – беллинг/аллеред, ПД – поздний дриас, РГ – ранний голоцен, СГ – средний голоцен, ПГ – поздний голоцен, СА – скорости аккумуляции, БФ – бентосные фораминиферы, ПФ – планктонные фораминиферы, ВЭТ – восточная экваториально-тропическая область Тихого океана.
