Содержание к диссертации
Введение
1. Современная гидрология, история палеоокеанологии региона, материалы и методы исследований 18
1.1. Современная физическая океанология дальневосточных морей и прилегающей части Тихого океана 18
1.1.1. Современные черты гидрологии и геоморфологии Японского моря 18
1.1.2. Современная гидрология Охотского и Берингова морей и северо-западной части Тихого океана 21
1.2. История изучения стратиграфии верхнечетвертичных осадков и палеоокеанологии Японского, Охотского, Берингова морей и северо-западной части Тихого океана 26
1.2.1. Стратиграфия верхнечетвертичных осадков и палеоокеанологические исследования Японского моря 26
1.2.2. История исследования Охотского, Берингова морей и северо-западной части Тихого океана 30
1.3. Материалы и методы исследований 39
1.3.1. Материалы исследований 39
1.3.2. Методы исследований 40
2. Хроностратиграфия осадков и пал ео океанология Японского моря за последнее оледенение-голоцен 50
2.1. Стратиграфия и хронология осадков Японского моря за последние 25 тыс. лет 50
2.2. Причины опреснения поверхностных вод Японского моря во время максимума последнего оледенения 62
2.3. Детальные изменения среды, климата, вентиляции глубинных вод и продуктивности Японского моря за последние 25 тыс. лет 69
З. Стратиграфия и хронология верхнечетвертичных осадков Охотского моря; изменения ледового покрова моря в прошлом 78
3.1. Стратиграфия и хронология позднечетвертичных и голоценовых осадков Охотского моря 78
3.1.1. Литологические горизонты осадков Охотского моря 81
3.1.2. Вулканические прослои осадков Охотского моря 83
3.1.3. Магнитная восприимчивость осадков Охотского моря и терригенные и вулканогенные источники магнитных минералов 88
3.1.4. Лито-, магнитостратиграфияитефрохронология осадков Охотского моря 91
3.1.5. Закономерности изменений магнитной восприимчивости осадков Охотского моря во времени 102
3.1.6. Комплексное хроностратиграфическое деление верхнечетвертичных осадков Охотского моря 105
3.2. Изменчивость ледового покрова Охотского моря во время максимума последнего оледенения - голоцена 114
3.2.1. Морские льды Охотского моря и их роль в изменениях среды 114
3.2.2. Реконструкции изменения ледового покрова Охотского моря во время максимума последнего оледенения - голоцена 116
4. Ледниково-межледниковые и быстрые изменения среды и седиментации Охотского моря в позднем плейстоцене и голоцене 131
4.1. Комплексная реконструкция изменений среды, продуктивности и седиментации.. 132
4.1.1. Возрастная модель осадков колонки 936 132
4.1.2. Условия среды и седиментация Охотского моря во время последнего оледенения 138
4.2. Быстрые, с периодичностью тысячелетий, изменения палеоокеанологических условий Охотского моря 146
4.2.1. Суборбитальные изменения среды и седиментации Охотского моря за последние 100 тыс. лет 146
4.2.2. Быстрые изменения среды и климата Охотского моря во время дегляциации последнего оледенения и голоцена (по результатам изучения колонки 934) 154
4.3. Связь быстрых изменений климата и среды Охотского моря с суборбитальными климатическими событиями северного полушария за последние 60 тыс. лет 164
4.3.1. Дансгор-Ошгер (ДО) осцилляции и причини их образования .164
4.3.2. ДО осцилляции в Гренландии, северной Атлантике, северной Пацифике, континентальном Китае и в Охотском море за последние 60 тыс. к. лет. 168
4.3.3. Быстрые палеоокеанологические события во время окончания последнего оледенения, дегляциации и голоцена (0-20 тыс. к. лет) 174
5. Хроностратиграфия верхнечетвертичных осадков северо-западной части Тихого океана и Берингова моря; изменения среды, продуктивности и седиментации региона 189
5.1. Хроностратиграфические шкалы осадков северо-западной части Тихого океана, изменения среды и климата региона 192
5.1.1. Стратиграфия осадков северо-западной части Тихого океана 192
5.1.2. Тефрохронология осадков изученного региона 195
5.1.3. Закономерности экологических изменений диатомовых комплексов и обилия диатомей в осадках северо-западной части Тихого океана в позднем плейстоцене и голоцене 196
5.1.4. Изменение содержания карбоната кальция, органического углерода и аморфного кремнезема в отложениях северо-западной части Тихого океана 199
5.1.5. Изменения магнитной восприимчивости осадков региона 201
5.1.6. Корреляция диатомовых стратиграфических горизонтов А.П. Жузе северо западной части Тихого океана с изотопно-кислородной хроностратиграфией 202
5.2. Хроностратиграфия осадков Берингова моря; вариации среды, климата и экологические изменения комплексов диатомовых водорослей в Беринговом и Охотском морях за последние 40 тыс. лет 204
5.2.1 Стратиграфическая шкала осадков Берингова моря и ее корреляция с изотопнокислородными стадиями 204
5.2.2. Закономерности изменений содержания СаСОЗ, органического углерода и аморфного кремнезема в отложениях Берингова и Охотского морей и северо-западной части Тихого океана 206
5.2.3. Хронология экологических изменений диатомовых комплексов Берингова и Охотского морей в связи с изменениями климата и корреляция со стратиграфическими горизонтами А.П. Жузе 209
5.2.4. "Неритические" виды диатомей как стратиграфический критерий и индикатор среды высокоширотных «ледовых» морей 210
5.3. Скорости седиментации северо-западной части Тихого океана и Берингова моря во время максимума последнего оледенения - голоцена 213
5.4. Изменения первичной продукции Охотского и Берингова морей и северо-западной части Тихого океана за максимум последнего оледенения и голоцен 217
5.4.1. Материал и методика оценки первичной продукции региона в прошлом 218
5.4.2. Скорости аккумуляции органического углерода в осадках региона и оценки первичной продукции 221
Заключение 231
- История изучения стратиграфии верхнечетвертичных осадков и палеоокеанологии Японского, Охотского, Берингова морей и северо-западной части Тихого океана
- Причины опреснения поверхностных вод Японского моря во время максимума последнего оледенения
- Быстрые, с периодичностью тысячелетий, изменения палеоокеанологических условий Охотского моря
- Хроностратиграфия осадков Берингова моря; вариации среды, климата и экологические изменения комплексов диатомовых водорослей в Беринговом и Охотском морях за последние 40 тыс. лет
Введение к работе
Введение
Актуальность выбранной темы
Изучение палеоокеанологии дальневосточных морей и прилегающей части Тихого океана является неотъемлемой составной частью исследований региональных и глобальных изменений климата. Известно, что изменения климата оказывают огромное влияние на среду обитания людей, экономику и социальные вопросы. Поэтому изучение региональных и глобальных изменений климата и среды, их прогнозирование имеет огромное практическое значение и является одной из наиболее важных проблем человечества. Для достоверного прогнозирования изменений климата требуется понимание физических, химических и биологических процессов и их взаимодействия в климатической системе Земли океан-суша-атмосфера-ледники. Для этого очень важно понять как климатическая система Земли функционировала в прошлом, и каковы основные движущие механизмы, процессы их взаимодействия и взаимосвязи при изменениях климата с различной периодичностью.
Исторические источники содержат информацию различной степени достоверности о климатических вариациях за последние сто или несколько сотен лет. Для получения более длительных рядов климатических данных обычно используют сведения, "записанные" в осадочных породах на континентах, в морях и океанах и в ледовых покровах Гренландии, Антарктиды и горных ледников. Морские глубоководные осадки содержат более длительные по времени записи и менее подвержены различного рода нарушениям при седиментации, чем континентальные отложения, и с успехом используются для изучения изменений климата и среды морей и океанов в прошлом.
Проводимые в работе исследования ограничены во времени поздним плейстоценом и голоценом (последние 125 тыс. лет), когда уже
сформировались современные границы материков и океанов и основные
Введение
геоморфологические черты морей и океанов, а значит - основные характеристики современной физической океанологии. Наиболее грандиозные изменения, происходившие на поверхности Земли за последние 125 тыс. лет, - это смены ледниковых эпох, когда в результате похолодания климата на континентах северного полушария образовывались ледники и уровень моря падал на 120 метров, межледниковьями, когда при потеплениях климата покровные ледники Северной Америки и Европы таяли частично или полностью и уровень моря поднимался (Марков и др., 1968, Четвертичное оледенение, 1974). К настоящему времени посредством преимущественно изотопно-геохимических (изотопный состав кислорода раковин планктонных и бентосных фораминифер) исследований морских осадков и их хронологии достоверно установлено, что такие климатические изменения Земли с периодичностью в сотни и десятки тыс. лет индуцированы изменениями приходящей солнечной инсоляции в высокие и умереные широты северного полушария в летний период в результате изменения параметров орбиты Земли относительно Солнца (эксцентриситета, наклона оси вращения Земли к плоскости орбиты и прецессии оси вращения) - так называемых орбитальных циклов Миланковича (Hays, et al., 1976; Imbrie et al., 1984). Однако изменения палеоокеанологических условий, происходившие в позднем плейстоцене и голоцене в связи с глобальными сменами ледниковых эпох межледниковыми, в дальневосточных морях и северо-западной части Тихого океана изучены значительно хуже, чем в других морях и океанах.
За прошедшее десятилетие в палеоклиматологии произошла революция в понимании процессов и механизмов функционирования глобальной машины климата. В начале 90-х годов в керне льда Гренландии были обнаружены 17-19 циклов быстрых изменений климата за последние 70 тыс. лет (Dansgaard et al., 1993). Переходы из холодного климатического состояния в теплое (так называемые Дансгор-Ошгер события) происходили очень быстро, в течение нескольких десятков лет, и как показывают новые данные, имели глобальный характер. Источником таких осцилляции предположительно был океан (Alley,
Введение
Clark, 1999). Позже климатически обусловленные изменения палеоокеанологии с такой же периодичностью были обнаружены в осадках северной части Атлантического океана (Bond et al., 1993; Dokken, Janson, 1999). Кроме того, 6 раз за этот же период (60 тыс. лет) происходил интенсивный распад Гренландского ледникового щита с массовым сбросом армады айсбергов в Атлантический океан (события Хайнриха) (Heinrich, 1988; Bond et al., 1993). Интенсивные исследования последних 3-5 лет, стимулированные работами по Гренландским ледовым кернам, выявили подобные циклы в разных частях планеты, в том числе и в северной части Тихого океана (Hendy, Kennett, 2000; Kiefer et al., 2001) и в континентальном Китае (Wang et al., 2001). Новые факты о резких и быстрых изменениях климата в прошлом могут существенно изменить наше представление об антропогенной природе современного потепления. Поэтому проблема понимания механизмов, управляющих глобальными изменениями климата, в т. ч. и на тысячелетней шкале, является одной из важнейших научных и экономических проблем современности.
Представленная работа направлена на реконструкцию и изучение орбитально индуцированных и суборбитальных квазипериодических изменений палеосреды и седиментации Японского, Охотского и Берингова морей и северо-западной части Тихого океана в плейстоцене и голоцене, а также их взаимосвязей с глобальными изменениями климата. Дальневосточные моря географически значительно вдаются в прилегающую сушу, и их климат и среда испытывают сильное влияние со стороны восточной части Азиатского континента. С другой стороны, среда дальневосточных морей, которые являются краевыми бассейнами и сообщаются с Тихим океаном посредством водообмена, в значительной степени определяется гидрологией северозападной части Тихого океана и в свою очередь также влияет на гидрологию прилегающей части Тихого океана посредством охлаждения и опреснения поверхностных вод. Поэтому палеоокеанология и седиментация дальневосточных морей очень чувствительны к региональным и глобальным изменениям климата. Окраинные высокоширотные дальневосточные моря в
Введение
настоящее время обладают сезонным ледовым покровом, изменения которого в прошлом являются дополнительным критерием региональных изменений климата прилегающей суши и среды морских бассейнов. Кроме этого, дальневосточные моря являются своеобразной ловушкой терригенного материала, поступающего с окраины прилегающего континента, поэтому высокие скорости осадконакопления в них позволяют получить высокоразрешающие записи изменения среды и климата в прошлом.
Берингово и Охотское моря являются одним из наиболее продуктивных районов Мирового океана и могут играть значительную роль в изучении стока углекислого газа из атмосферы в гидросферу и его захоронении в виде органического вещества в осадках этих бассейнов. Изучение изменений и взаимодействия абиотической среды и экологических структур планктонных и бентических биологических сообществ окраинных морей, происходивших при вариациях климата в прошлом, чрезвычайно важно для понимания экологии флоры и фауны дальневосточных морей в настоящем и прогнозирования их изменений и биологической продуктивности морей в будущем.
Глобальные изменения климата и уровня моря, происходившие в позднем плейстоцене и голоцене, несомненно оказывали сильное влияние на подготовку терригенного материала на суше, способы транспортировки его на дно морских бассейнов и океанов, гранулометрическую и минералогическую дифференциацию кластической компоненты осадка при седиментации (Лисицин, 1978). Поэтому в работе большое внимание уделено изучению литофизических параметров осадков в связи с изменениями климата и литодинамики бассейнов (магнитной восприимчивости осадка и содержанию крупной фракции, в том числе ледовому разносу).
В связи с вышеизложенным дальневосточные моря и прилегающая часть Тихого океана представляются ключевыми районами для изучения природы быстро протекающих гидрологических, седиментационных и биологических процессов (со значительными изменениями среды в масштабе жизни одного
Введение
поколения) и климатических взаимосвязей океан - континент.
На современном этапе палеоокеанология дальневосточных морей (Японского, Охотского и Берингова) и северо-западной части Тихого океана изучена значительно слабее северной части Атлантического океана и других морей. Это объясняется высоким уровнем карбонатной компенсации в данных бассейнах, что приводит к низкими концентрациями биогенного карбоната кальция в осадках, и закрытостью до недавнего времени изучаемого региона для зарубежных исследователей. В определенной степени это связано также с тем, что современная система глубинной вентиляции вод в океанах (глобальный водный конвейер (Вгоескег, 1997) формируется в высоких широтах северной части Атлантического океана и в Южном океане вблизи Антарктиды, поэтому изучению северной части Тихого океана уделялось меньше внимания. В настоящее время в северной части Тихого океана не происходит образования глубинных вод (Warren, 1983); по своим геохимическим параметрам глубинные воды северной части Тихого океана являются наиболее старыми водами Мирового океана.
Есть предположение, что в настоящее время Охотское и Берингово моря в значительной степени определяют вентиляцию промежуточных вод северной части Тихого океана (Talley, 1991). В то же время остается во многом неясна роль дальневосточных морей как в региональных, так и в глобальных климатических изменениях в прошлом. Исходя из вышеизложенного, представляется, что изучение изменений палеоокеанологических условий дальневосточных морей и северо-западной части Тихого океана в позднем плейстоцене и голоцене является крайне актуальной проблемой для понимания функционирования как региональных, так и глобальных климатических процессов и взаимосвязей восточной окраины Азии и северной части Тихого океана.
Достоверное изучение изменений палеоклимата и палеосреды изучаемого региона во времени и корреляция их с глобальными событиями и вариациями климата в соседних территориях требует знания детальной стратиграфии и
Введение
надежной хронологии верхнечетвертичных осадков дальневосточных морей и северо-западной части Тихого океана как временной основы для реконструкций. В связи с недостаточной стратиграфической изученностью верхнечетвертичных осадков дальневосточных морей и прилегающей части Тихого океана и слабо разработанной временной шкалой осадков к периоду проводимых работ изучение палеоокеанологии региона потребовало дополнительных хроностратиграфических исследований на современном уровне с использованием изотопно-кислородной хроностратиграфии., радиоуглеродного датирования и других методов. Поэтому палеоокеанологические исследования по отдельным дальневосточным морям и прилегающей части Тихого океана в представленной работе предваряются изучением детальных хроностратиграфических шкал верхнечетвертичных осадков региона. Мы использовали радиоуглеродное датирование, изотопно-кислородные, геохимические, палеонтологические и литофизические записи, полученные по опорным колонкам дальневосточных морей, и разработанную по ним региональную тефрохронологию . Выявленные нами региональные закономерности изменений во времени определенных геохимических, палеонтологических и литофизических параметров в осадках региона преимущественно определяются глобальными и региональными изменениями климата и среды, и поэтому они также могут служить основой для построения региональных хроностратиграфических шкал. Исследования по детальной стратиграфии и хронологии осадков изучаемого региона тесно связаны с изменениями среды и палеоокеанологических условий дальневосточных морей и северо-западной части Тихого океана, и эти два направления исследований взаимно дополняют друг друга .
Цели и задачи работы
1. Разработка детальных стратиграфических и возрастных шкал верхнечетвертичных осадков (за последние 125 тыс. лет) Японского, Охотского и
Введение
Берингова морей и северо-западной части Тихого океана на основе изотопно-кислородных исследований, радиоуглеродного датирования и литостратиграфического изучения.
Реконструкция детальных изменений условий поверхностных вод, ледового покрова, вентиляции промежуточных и глубинных вод, продуктивности и условий седиментации дальневосточных морей и северозападной части Тихого океана во время оледенений и межледниковий за последние 125 тыс. лет.
Изучение суборбитальных (в масштабе тысячелетий) изменений палеоокеанологических и седиментационных условий дальневосточных морей и прилегающей части Тихого океана за последние 60 тыс. лет и наиболее детально в голоцене.
Корреляция во времени изменений палеоклимата и палеосреды дальневосточных морей и северо-западной части Тихого океана с глобальными событиями и вариациями климата на основе разработанной хронологической шкалы изученных осадков. Анализ взаимодействий региональных и глобальных вариаций климата.
Защищаемые положения
1. Разработанные с использованием стандартной изотопно-кислородной
хроностратиграфии и радиоуглеродного датирования детальные
стратиграфические шкалы и возрастные модели верхнечетвертичных осадков
Японского, Охотского, Берингова морей и прилегающей части Тихого океана
служат основой для реконструкции палеоокеанологических событий в морских
бассейнах изучаемого региона и корреляции их с глобальными
климатическими событиями позднего плейстоцена и голоцена (последние 130
тыс. лет).
2. В Японском море выявлены кардинальные климатически
обусловленные изменения гидрологических условий поверхностных и
глубинных вод, биопродуктивности и седиментогенеза за последние 25 тыс.
Введение
лет, связанные с особенностями водообмена моря с Тихим океаном. Во времямаксимума гляциоэвстатической регрессии моря последнего оледенения 17,3-14,8 тыс. лет назад сокращение притока тихоокеанских вод более чем в 10 раз приводило к опреснению поверхностных вод Японского моря более чем на 5 %о, усилению их стратификации и ограничению вентиляции глубинных вод.
Интегральный поток терригенного материала ледового разноса в осадках центральной части Охотского моря во время максимума последнего оледенения (РЖС 2) увеличивался в 3 раза по сравнению с потоком позднего голоцена (С) при условиях, близких к современным. В свою очередь увеличение образования морского льда в 2-3 раза приводило к усилению формирования плотных вод на северном шельфе и более интенсивной вентиляции промежуточных вод Охотского моря и, вероятно, северной части Тихого океана в холодные климатические периоды.
Усиление ледовитости Охотского, Берингова морей и северо-западной части Тихого океана во время наиболее холодных эпох позднего плейстоцена, соответствующих изотопно-кислородным стадиям 2 и 4, приводило к кардинальным изменениям условий среды, биопродуктивности и седиментации этих бассейнов.
Подтверждено предположение А. П. Жузе, что усиление ледовитости окраинных морей и прилегающей части Тихого океана в эти периоды повлияло на экологическую смену в комплексах диатомей преимущественно океанических видов на приледные (неритические), обитающие во льдах и на кромке при таянии.
Средние потоки органического углерода, захоранивающиеся в осадках Охотского, Берингова морей и прилегающей части Тихого океана во время максимума последнего оледенения (ИКС 2), составляли соответственно около 0,5; 1,3-2; 5 и более от аналогичных значений позднего голоцена (0-6 тыс. лет назад). Изменения первичной палеопродукции региона, пропорциональные изменениям потоков органики в осадки, позволяют оценить существенную роль
Введение
западной субарктики Тихого океана в стоке атмосферного углекислого газа в гидросферу при похолоданиях климата.
5. В Охотском море выявлены короткопериодные, с периодичностью тысячелетий, изменения гидрологии поверхностных вод, седиментации и климата региона в течение последних 60 тыс. лет, преимущественно синхронные Дансгор-Ошгер климатическим циклам Гренландии. В большинстве циклов во время изотопных стадий 2 и 3 более длительные этапы наиболее суровых условий климата и среды с максимумами накопления ледового разноса (стадиалы) завершались быстрыми относительными потеплениями (межстадиалы). При терминациях холодных орбитально индуцированных периодов (четные ИКС) резкие потепления климата региона и подъем уровня моря активизировали аккумуляции на дне грубого терригенного материала.
Механизмы быстрых суборбитальных изменений климата в охотоморском регионе и Гренландии обусловлены, вероятно, кроме изменчивости глобальной термохалинной циркуляции вод, также и активным взаимодействием атмосферы и океана с быстрой трансмиссией климатических событий в северном полушарии.
Научная новизна
1. Установленные хроностратиграфические шкалы верхнечетвертичных осадков изучаемого региона на основе изотопно-кислородной хроностратиграфии и радиоуглеродного датирования позволяют принципиально по-новому представить (значительно детализировать и уточнить во времени) хроностратиграфию осадков региона по сравнению с существующими ранее схемами на основе зональной стратиграфии, климатостратиграфии и других методов исследований. Выявленные региональные изменения во времени определенных литофизических и геохимических параметров осадков региона и разработанная тефрохронология
Введение
позволяют проводить экспрессную хроностратиграфию осадков региона без проведения дорогостоящих и трудоемких изотопно-геохимических методов.
На основании комплексных литологических, изотопно-геохимических и палеонтологических исследований осадков получены принципиально новые результаты в изменениях среды, ледового покрова, гидрологии, продуктивности и седиментации Японского, Охотского, Берингова морей и прилегающей части Тихого океана в позднем плейстоцене и голоцене как при смене ледниковых эпох межледниковьями, так и при более быстрых изменениях в масштабе тысячелетий.
Выполненная реконструкция палеоокеанологических условий и седиментации изучаемого региона на надежной временной основе позволила качественно по-новому оценить взаимосвязи детальных изменений гидрологии, продуктивности, экологического состава комплекса диатомей и седиментации в дальневосточных морях с региональными вариациями климата за последние 125 тыс. лет и провести их корреляцию с изменениями климата северного полушария.
Практическая значимость
Полученные результаты по стратиграфии верхнечетвертичных осадков дальневосточных морей и северо-западной части Тихого океана и их временной шкале могут послужить основой для составления детальных стратиграфических шкал отложений изучаемого региона для исполь-зования их при поисках полезных ископаемых окраинных морей, и в частности газогидратов.
Полученные результаты по изменениям среды, продуктивности и седиментации региона с периодичностью десятков тыс. лет (орбитально индуцированные изменения) и тыс. лет на достоверной временной шкале позволят прояснить механизмы протекания быстрых изменений основных природных процессов в изучаемых акваториях и взаимосвязи их с
Введение
региональными и глобальными изменениями климата. Новая информация в развитии гидрологических, биологических и седиментационных процессов в дальневосточных морях и прилегающей части Тихого океана в прошлом позволит лучше понять закономерности изменений климата и среды изучаемых бассейнов в настоящем и прогнозировать их изменения в будущем.
Фактический материал и личный вклад автора
В основу диссертационной работы положены исследования морских глубоководных осадков Японского, Охотского, Берингова морей и прилегающей части Тихого океана, отобранных в рейсах ДВНЦ АН СССР и затем ДВО РАН. Автор непосредственно участвовал в экспедиционных работах с отбором колонок донных осадков в следующих рейсах: 37 рейсе НИС "Первенец", 3, 13 и 15 рейсах НИС "Каллисто", 34 рейсе НИС "Вулканолог", 19 и 23 рейсах НИС Академик Александр Виноградов" и 25 рейсе НИС "Академик Александр Несмеянов". Все рейсы выполнялись в рамках международных программ с американскими и тайваньскими учеными. С 1996 по 2002 год автор участвовал в четырех экспедициях в Охотское море, организованных в рамках российско-германского проекта «КОМЕКС», на НИС "Академик Лаврентьев" и "Маршал Геловани". Всего было отобрано свыше 200 колонок глубоководных осадков в изучаемом регионе.
Автор непосредственно участвовал в первичной обработке осадков, измерении магнитной восприимчивости осадков и лабораторных анализах изотопного состава кислорода и углерода раковин планктонных и бентосных фораминифер, отобранных из изучаемых осадков.
Автор непосредственно участвовал в разработке детальной стратиграфии верхнеплейстоценовых осадков дальневосточных морей и прилегающей части Тихого океана и их временной шкалы. При этом автор активно взаимодействовал со специалистами по минералогии, геохимии, литодинамике, палеонтологическим методам и радиоуглеродному датированию при комплексных анализах осадков изучаемых колонок. Личный вклад автора
Введение
свыше 200 колонок глубоководных осадков в изучаемом регионе.
Автор непосредственно участвовал в первичной обработке колонок, измерении их магнитной восприимчивости и лабораторных анализах изотопного состава кислорода и углерода раковин планктонных и бентосных фораминифер, отобранных из изучаемых осадков.
Автор непосредственно участвовал также в разработке детальных хроностратиграфических шкал верхнеплейстоценовых осадков дальневосточных морей и прилегающей части Тихого океана. При этом автор активно взаимодействовал со специалистами по минералогии, геохимии, литодинамике, палеонтологическим методам и радиоуглеродному датированию при комплексных анализах осадков изучаемых колонок. Личный вклад автора проявился также в теоретических обобщениях по палеоокеанологии дальневосточных морей и северо-западной части Тихого океана в позднем плейстоцене и голоцене, в формулировке и доказательстве всех положений, изложенных в разделах «защищаемые положения» и «научная новизна». Публикации и апробация работы
По теме диссертации опубликовано более 70 статей , из них 51 в соавторстве. В подавляющем большинстве коллективных публикаций диссертант является первым автором. 15 статей опубликовано в зарубежных изданиях.
Основные положения диссертации докладывались на: I, II и III Всесоюзных съездах советских океанологов (Москве, 1977, 1982 и 1987); 4-ой, 5-ой, 6-ой, 7-ой Всесоюзных школах по морской геологии (Геленджик, 1980, 1982, 1984, 1986); XI Международном конгрессе ИНКВА (Москва, 1982; 1-ой Всесоюзной школе "Стратиграфия и литология мезозойско-кайнозойского осадочного чехла Мирового океана" (Одесса, 1984); I и III советско-китайских симпозиумах (Находка, 1987, Владивосток 1989); III Тихоокеанской школе по морской геологии, геофизике и геохимии (Находка, 1987); Всесоюзном совещании «Биоседиментация в морях и океанах» (Теберда,1983); VII Всесоюзном совещании по четвертичному периоду
Введение
(Таллинн, 1990); 5-ой и 7-ой международных конференциях по палеоокеанологии (Канада, Галифакс, 1995, Япония, Саппоро, 2001); 4-ом и 8-ом международных совещаниях по программе PICES (Владивосток, 1995, 1999); 45-ой Арктической научной конференции «Мосты науки между Северной Америкой и Русским Дальним Востоком» (США, Анкоридж, 1994); международном симпозиуме «Четвертичные изменения среды Азии и западной Пацифики» (Япония, Токио, 1997); международном митинге по программе PAGES (Past Global Changes) (Англия, Лондон, 1998); 2-ом и 3-ем российско-германских совещаниях (Германия, Киль, 1999; Москва, 2000); международном совещании «Причины изменения климата высоких широт» (Германия, Киль, 2002); международных совещаниях по глобальным изменениям на Дальнем Востоке (Владивосток, 2000, 2002); международном совещании по программе PAGES «Палеосреда высоких широт» (Москва, 2002); российско-китайском совещании "Эволюция палеосреды восточной Азии" (Китай, Шанхай, 2001); международном симпозиуме «Связи суша-океан в восточной Азии и северозападной части Тихого океана» (Япония, Саппоро, 2003).
Объем работы. Диссертационная работа состоит из введения, пяти глав, заключения и списка литературы. Работа содержит 259 страниц, включая 45 рисунка, 7 таблиц и список литературы из 261 наименований.
Работа выполнена в отделе геологии и геофизики Тихоокеанского океанологического института им. В.И. Ильичева ДВО РАН .
История изучения стратиграфии верхнечетвертичных осадков и палеоокеанологии Японского, Охотского, Берингова морей и северо-западной части Тихого океана
Хотя Японское море относится к числу изученных окраинных бассейнов (Скорнякова, 1961; Троицкая, 1974; Короткий и др., 1976; Oba et al., 1991 и др.), в связи с его обособленностью и сложностью развития детальная стратиграфии верхнечетвертиных осадков и изменения палео-океанологических условий этого бассейна нуждаются в дальнейших исследованиях. Это объясняется немногочисленностью радиоуглеродных датировок морских осадков и своеобразностью и сложностью развития этого водоема. Помимо реакции природных условий Японского моря на глобальные изменения климата особенности геоморфологии и гидрологии Японского моря и его окружения обусловили высокую изменчивость его палеосреды к глобальным гляциоэвстатическим колебаниям уровня моря и климата.
Первоначальные разносторонние изучения осадков Японского моря были проведены русскими исследователями в 40-х и 50-х годах (Скопинцев, 1944; Скорнякова, 1961). Важный этап в исследованиях позднечетвертичной истории развития Японского моря и климатических изменений региона за последние 125 тыс. лет связан с изучением прибрежных и шельфовых осадков Приморья и Амурского залива (залив Петра Великого) (Васильев, Марков, 1974, Марков, 1983; Короткий и др., 1980). По результатам изучения спор и пыльцы JL П. Карауловой и бентосных фораминифер Т. С. Троицкой было впервые сделано расчленение морских голоценовых осадков южного Приморья и на основании климатостратиграфии проведено сопоставление их со схемой Блитта - Сернандера (Караулова и др. 1973; Троицкая, 1974). Впоследствии были проведены детальные палеонтологические исследования посредством анализа спор и пыльцы, диатомей и бентосных фораминифер прибрежных морских осадков голоцена в нескольких скважинах бурения в Хасанском районе, Амурском заливе, в устье р. Туманной, в бухтах Спокойная, Киевка и их корреляция с западно-европейскими и сибирскими схемами голоцена (Караулова и др. 1973; Короткий, Караулова, 1975; Троицкая, 1974; Короткий и др., 1976). Возраст изученных отложений голоцена устанавливался на основании комплекного изучения спектров спор и пыльцы, бентосных фораминифер и диатомей и сопоставления изменения их комплексов с климатическими изменениями согласно классической хроностратиграфической схеме голоцена Блитта - Сернандера. В результате выполнения литологических, геоморфологических и микрофаунистических (бентосные фораминиферы, споры и пыльца, диатомей) анализов по материалам шельфовых и прибрежных отложений были получены сведения об изменении литологии прибрежных и шельфовых осадков, изменении климата прилегающей суши и палеосреды Японского моря за время рисс-вюрмского межледниковья, ранневюрмского и поздневюрмского похолоданий, каргинского межледниковья и голоцена (Караулова и др, 1972; Васильев, Марков, 1974; Троицкая, 1974; Пушкарь и др., 1976; Марков, 1983; Короткий и др., 1980). Однако выполненные исследования по стратиграфии и палеогеографии верхнечетвертичных отложений основывались на отдельных прибрежных и шельфовых разрезах, соответствующих отдельным этапам его развития, и поэтому отсутствовала единая стратиграфическая последовательность, свойственная глубоководным морским осадкам, и хронологическая шкала, основанная на современной стандартной изотопно-кислородной стратиграфии. Хотя по отдельным разрезам прибрежных и шельфовых отложений были получены детальные палеонтологические результаты, отсутствие достаточного количества надежных радиоуглеродных датировок и изотопно-кислородной стратиграфии затрудняет построение надежной хроностратиграфической шкалы изученных осадков и обобщение их в виде непрерывной и детальной информации о климатических изменениях Южного Приморья в позднечетвертичное время.
Изучение палеосреды глубоководной части Японского моря на основе анализа глубоководных осадков было начато японскими и русскими исследователями с 80-х годов. Несколько колонок глубоководных осадков из центральной и восточной частей Японского моря были изучены японскими исследователями посредством литологического, изотопно-геохимического и палеонтологического методов (Oba et al., 1983, Oba, 1989; Oba et al., 1995; Oba et al., 1991; Oba, Pedersen, 1999; Tada et al., 1999). Практически в тоже время к исследованию глубоководных осадков всего Японского моря приступили и российские ученые в значительной степени благодаря экспедициям на НИС «Первенец» и «Витязь». Были изучены литология, геохимия и минералогия поверхностных осадков и начаты изотопно-геохимические и микропалеонтологические исследования глубоководных осадков моря (Репечка, 1973; Грамм-Осипов и др., 1973; Марков, Плетнев 1985; Горбаренко, Токарчук, 1982; Горбаренко, 1983; Деркачев и др. 1983, Боцул и др, 1979; Гребенникова Т.А., 1989). В результате были получены важные данные по литолого-фациальному составу верхне-четвертичных осадков шельфа и глубоководных частей Японского моря и изменениям состава ископаемых комплексов диатомей, спор и пыльцы в позднечетвертичное время (Марков, Плетнев 1985; Марков и др., 1988; Плетнев и др., 1988а; Плетнев, Гребенникова, 19886; Гребенникова Т.А., 1989). Однако, стратиграфия изученных ими осадков преимущественно основывалась на литологических признаках, климатостратиграфии и единичных радиоуглеродных датировках методом распада. На основе анализа содержания компонентов органической триады - карбоната кальция, органического углерода и аморфного кремнезема - в осадках нескольких колонок из разных частей моря была выявлена общая для данного бассейна закономерная смена слабокарбонатных осадков слабокремнистыми вблизи границы верхнего плейстоцена и голоцена (Горбаренко, Токарчук, 1982). Вскоре при участии автора диссертации посредством радиоуглеродных датировок методом распада и анализа изотопного состава кислорода планктонных фораминифер нескольких опорных колонок был определен возраст этой границы, равный 11,5 тыс. лет. Принимая данную литологическую границу за основной хронологический маркер, мы провели корреляцию осадков Японского моря и определили скорость их накопления в голоцене (Деркачев и др. 1983). На основе изучения видового состава планктонных фораминифер из осадков нескольких колонок Японского моря С. П. Плетнев выполнил стратиграфическое расчленение верхнечетвертичных глубоководных отложений моря (Плетнев, 1985). Впоследствии на основании данной стратиграфии осадков была проведена реконструкция изменения температур поверхностных вод и палеоокеанологических условий Японского моря в позднем плейстоцене и голоцене посредством анализа планктонных фораминифер и диатомовых водорослей (Плетнев, Гребенникова, 1988а,б; Плетнев, Гребенникова, 1991). Однако последующее сопоставление по тем же колонкам палеотемпературной кривой поверхностных вод Японского моря, построенной по результатам анализа планктонных фораминифер (Плетнев, 1985), с данными палеоокеанологических реконструкций на основе комплекса изотопно-геохимических, литологических и палеонтологических (пыльца, диатомеи) анализов и радиоуглеродного датирования методом ускорительной масс- спектрометрии (Горбаренко и др. 1979; Деркачев и др. 1983; Горбаренко, 1987; Gorbarenko, Southon, 2000) показало недостоверность палеотемпературных реконструкций поверхностных вод методом видового анализа планктонных фораминифер. При высоком уровне карбонатной компенсации вод Японского моря (1000 -1300 метров) и значительных изменениях его положения в прошлом, причина этого несоответствия времени температурных изменений, вероятно, заключается в сильном влиянии избирательного растворения разных видов планктонных фораминифер на сохранность комплекса фораминифер в осадке. Известно, что другие дальневосточные моря - Охотское и Берингово - и северо-западная часть Тихого океана также имеют высокий уровень карбонатной компенсации. Видимо, избирательное растворение видов планктонных фораминифер, наиболее подверженных растворению в осадке, кардинально искажает биоценоз планктонных фораминифер, формируемый условиями поверхностных вод (Горбаренко и др. 1998; Горбаренко, Соутон, 2001).
Причины опреснения поверхностных вод Японского моря во время максимума последнего оледенения
Хотя Японское море относится к числу хорошо изученных окраинных бассейнов (Горбаренко, 1987а; Obaetal., 1991; Горбаренко, 1993;Gorbarenko et al., 1995; Gorbarenko and Southon, 2000; Oba and Pedersen, 1999), детальные изменения палеосреды этого бассейна были по разному интерпретированы разными исследователями и во многом неясны. Это объясняется немногочисленностью радиоуглеродных датировок морских осадков Японского моря и своеобразностью и сложностью развития этого водоема. Геоморфологические и гидрологические особенности Японского моря и его окружения обусловили высокую чувствительность изменений его палеосреды к глобальным изменениям уровня моря и климата. Известно, что 8180 планктонных фораминифер зависит от температуры и изотопного состава кислорода поверхностных вод и количественно характеризует их условия (Epstein et al., 1953). Как уже упоминалось, характерной особенностью кривой 8180 планктонных фораминифер в Японском море является ярко выраженный минимум во время максимума последнего оледенения.
Принципиальным вопросом палеоокеанологических реконструкций Японского моря является выяснение причин этого изотопного минимума. Используя радиоуглеродные датировки, тефрохронологию и палеонтологические свидетельства, С.А. Горбаренко и Т. Оба независимо друг от друга показали, что данный минимум значений 8180 планктонных фораминифер в Японском море имел место во время холодных климатических условий максимума последнего оледенения (Горбаренко, 1983; Oba et al., 1983; Горбаренко и Матюнина, 1988; Верховская и др. 1992; Gorbarenko and Southon, 2000). Следовательно, причиной уменьшения значений 5180 планктонных фораминифер в Японском море до 0,3-0,6 %о в поздней части последнего оледенения (с 17,3 до 14,8 тыс. лет назад) было уменьшение 8180 и солёности поверхностных вод, а не изменение их температуры (потепление). В противном случае при постоянном изотопном водном фоне температура поверхностных вод Японского моря во время оледенения должна была повыситься с начала оледенения примерно на 6С согласно изотопно-кислородной палеотемпературной шкале (Epstein et al., 1953; Bemis et al., 1998). Т. Оба считал, что причиной опреснения Японского моря во время последнего оледенения был приток в море пресных вод р. Хуанхэ из Восточно-Китайского моря через Цусимский пролив (Oba et al., 1991). На основе анализов 5180 планктонных фораминифер из осадков Цусимского пролива и северо-восточной части Восточно-Китайского моря (колонки 76104 и 1595 соответственно) С.А. Горбаренко заключил, что воды, втекавшие в Японское море из Восточно-Китайского моря, в оледенение не испытывали существенного опреснения и имели значения изотопного состава кислорода, близкие к среднеокеаническим величинам (Горбаренко, 1993). На рис 2.8 показаны изменения 8180 планктонных фораминифер Gl. dutertrei и Gl. ruber колонки 1595, отобранной в Восточно-Китайском море южнее Корейского пролива. Положение границы изотопно-кислородных стадий 2 и 3 осадков этой колонки примерно соответствует залеганию вулканического прослоя А-Т с известным нам возрастом и положению трех радиоуглеродных дат, полученных Н. Н. Ковалюхом по валовой пробе методом распада радиоуглерода (Горбаренко, 1993). Из приведенных изотопных данных видно, что изотопный состав кислорода поверхностных вод северной части Восточно-Китайского моря, в противоположность Японскому морю, не испытывал существенного опреснения во время оледенения и в Японское море втекали воды, близкие по солености к океаническим. Причиной опреснения поверхностных вод Японского моря во время максимума последнего оледенения было глобальное снижение уровня моря и сокращение притока нормально-соленых тихоокеанских вод. При максимальных глубинах Корейского пролива 130 м гляциоэвстатическая регрессия моря при образовании покровных ледников на 125 м приводила к критическому снижению поступления тихоокеанских вод и к коренному изменению статей водного баланса Японского моря. При доминировании атмосферных осадков и материкового стока над испарением, что характерно для данных широт, сокращение притока тихоокеанских вод приводило к увеличению роли пресных вод в балансе бассейна и более выраженному опреснению поверхности моря.
Простая модель изменения соленого баланса поверхностных вод Японского моря при квазистатическом равенстве притока тихоокеанских вод и оттока поверхностных вод из Японского моря позволяет ориентировочно оценить изменения притока тихоокеанских вод в данный окраинный бассейн при наиболее низком положении уровня моря (Gorbarenko and Southon, 2000). V. ,xS. +Vf xS. =V ,xS t input input fr. w. fr. w. out out где: Vin ut , Vout и Vfr w - потоки приходящей тихоокеанской и вытекающей из Японского моря морской воды и суммарного поступления пресных вод соответственно, Sin ut, Sout и Sfr w - солености соответствующих статей водного баланса. При квазистатическом равновесии динамики вод Японского моря V = V. + Vr out input fr. w. Из-за сильного опреснения поверхностных вод Японского моря и их устойчивой стратификации, как было указано выше, этой моделью не учитывается обмен поверхностных и глубинных вод. Согласно статьям водного баланса (Радзиховская, 1961; Юрасов, 1987; Sugimoto, 1990) в настоящее время в Японское море втекает 92 км3/год тихоокеанских вод через Корейский пролив и 0, 64 км3/год пресных вод в результате обмена влагой с атмосферой (атмосферные осадки и поверхностный сток за вычетом испарения). По данной модели можно примерно оценить уменьшение солености поверхностных вод Японского моря по сравнению с соленостью втекающих тихоокеанских вод в настоящее время. Если принять соленость втекающей тихоокеанской воды равной примерно 34%о, то соленость вод на поверхности Японского моря составит 33,76%о. То есть в настоящее время соленость поверхностных вод Японского моря вследствие обмена влагой с атмосферой уменьшается лишь на 0,24%о. Из обобщенного хода кривой 5180 планктонных фораминифер Японского моря (рис. 2.4) следует, что во время максимума последнего оледенения и регрессии моря (17,3-14,8 тыс. лет назад) значения 8180 планктонных фораминифер уменьшались на 2,6%о относительно их наиболее тяжелых величин 9-11 тыс. лет назад. Судя по глобальному и региональному характеру изменения климата (Climate..., 1981; Atlas..., 1992) и имеющимся палеонтологическим данным (Oba et al., 1991; Горбаренко, Матюнина, 1988; Верховская и др., 1991), температура поверхностных вод Японского моря во время максимума оледенения и максимальной регрессии моря была холоднее, чем 9-11 тыс. лет назад и, следовательно, уменьшение изотопного состава кислорода вод было на самом деле несколько больше 2,6%о из-за температурного эффекта на фракционирование изотопов кислорода раковин фораминифер (Epstein et al., 1953).
Принимая коэффициент связи изотопного состава кислорода и солености вод для данных широт равным 0,5 (Craig and Gordon, 1964), можно оценить уменьшение солености поверхностных вод Японского моря во время максимума регрессии моря в 5,2%о. Вследствие влияния образования ледовых покровов на материках на средний изотопный фон океанических вод во время максимума оледенения - так называемый ледовый эффект (Fairbanks, 1989) -соленость тихоокеанских вод, втекающих в Японское море, можно принять близкой к 35%о. Таким образом, соленость поверхностных вод Японского моря во время оледенения, равная солености вытекающих вод, составляла 29,8%о. Итоговый баланс составляющих пресных вод во время оледенения (атмосферные осадки + поверхностный сток -испарение) в первом приближении можно принять равным современному, потому что похолодание климата одновременно приводило и к уменьшению атмосферных осадков в изучаемом регионе (Gorbarenko et al., 2003), и к уменьшению испарения. В итоге принятая модель изменения соленого баланса поверхностных вод Японского моря и полученные значения солености поверхностных вод показывают, что во время последнего оледенения и максимума гляциоэвстатической регрессии моря приток тихоокеанских вод равнялся 3,7 км3/год.
Быстрые, с периодичностью тысячелетий, изменения палеоокеанологических условий Охотского моря
Результаты изотопно - геохимических, литологических и палеоонтологих анализов колонки 936 показывают, что климат и среда охотоморского региона претерпевали помимо орбитально индуцированных изменений, связанных с изменениями параметров земной орбиты, более быстрые, обусловленные суборбитальными изменениями осцилляции, с периодичностью в несколько тыс. лет. Для оценки причинно-следственных связей различных индикаторов, используемых в колонке 936, мы рассчитали кластерную диаграмму, основанную на корреляции значений параметров осадков (содержаний грубой фракции, ледового разноса и магнитной восприимчивости), геохимических индикаторов (изотопного состава кислорода и углерода планктонных и бентосных фораминифер, содержания карбонатного и органического углерода) и палеоонтологических параметров (обилие диатомей в осадке, процентное содержание океанической группы диатомей и пыльцевого климатического коэффициента Кр) (рис. 4.5). Визуальная корреляция этих индикаторов, показанных на рисунках 4.1 - 4.3 и распределение кластерной диаграммы позволяет нам выделить две основные группы параметров (Gorbarenko et al., 2004).
Первая группа включает ледовый разнос, магнитную восприимчивость и содержание грубой фракции осадка плюс изотопный состав кислорода и углерода бентосных фораминифер. В этой группе мы выделяем первые три индикатора, которые описывают литофизические свойства осадков и характеризуют терригенную седиментацию бассейна (так называемые литодинамические индексы). Осцилляции литодинамических индексов хорошо прослеживаются в записях колонки 936 максимумами ледового разноса и содержания грубой фракции, переносимой в открытом море преимущественно морским льдом. На рис. 4.1 они показаны затененными полосами (рис. 4.1; табл. 4.2). Корреляция ледового разноса и грубой фракции с магнитной восприимчивостью осадка менее выражена (рис. 4.1), поскольку магнитная восприимчивость осадков в колонке 936 определяется преимущественно содержанием алевритовой фракции, а не тонким песком (Gorbarenko et. al., 2002а). Присутствие галек и гравия ледового разноса в осадках обычно происходило одновременно с максимумами ледового разноса и грубой фракции (рис. 4.1), что подтверждает увеличение аккумуляции грубой кластики в осадках во время этих периодов. Осцилляции ледового разноса и грубой фракции осадка впоследствии условно называются литодинамическими. Вторая группа параметров объединяет значения изотопного состава кислорода и углерода планктонных фораминифер, обилие диатомей, процентное содержание океанической группы диатомей и пыльцевой климатический коэффициент Тр (рис. 4.1 - 4.3). Первые четыре фактора в основном определяются условиями поверхностных вод и продуктивностью и могут быть названы индикаторами среды поверхностных вод бассейна. Характерные осцилляции этих индикаторов ясно выражены резкими отрицательными сдвигами в значениях 8180 планктонных фораминифер и показаны на рисунках 4.1, 4.2 и 4.3 пунктирными линиями, которые впоследствии именуются как быстрые, или просто осцилляции среды. Изменения в содержании карбонатного и органического углерода, определяемые продуктивностью и растворением в осадках, сгруппированы отдельно на дендрограмме (рис. 4.5).
В осцилляциях выделенных двух групп индексов в осадках изученной колонки наблюдаются определенные закономерности во временной последовательности. Осцилляции параметров литодинамики и среды бассейна преимущественно объединены и образуют циклы. В большинстве случаев осцилляции среды происходят в конце более длительных по времени литодинамических осцилляции, как бы завершая их (так называемые "нормальные" циклы, рис. 4.1). Однако в циклах, которые происходили при терминациях холодных стадий 2 и 4, осцилляции среды инициируют более длительные максимумы литодинамических осцилляции (табл. 4.2). Мы их обозначаем как "реверсивные" циклы. Цикл 5а/3 (табл. 4.2) произошел в начале относительно теплой подстадии 5.1 и может быть также принят как реверсивный, согласно хорошо выраженному потеплению на суше и на море при терминации стадий 5Ъ (интервал 630 см; рис. 4.2 и 4.3). Необходимы высокоразрешающие записи, чтобы выявить определенные расхождения между данными изотопного состава кислорода и углерода планктонных фораминифер и палеонтологическими свидетельствами во время этого цикла. Некоторые литодинамические осцилляции, имевшие место во время холодных стадий 2, 4 и 5Ь, явно не завершаются осцилляциями среды согласно биохимическим и палеоонтологическим методам, используемым в данной работе. Вероятно, необходимы более тонкие индикаторы изменения среды высокоширотных бассейнов при оледенении. Максимумы литодинамических индикаторов среды могут быть вызваны либо похолоданием климата и увеличением образования морского льда и, как следствие, увеличением аккумуляции терригенного материала на дне (как в случае более длительных орбитальных изменений), либо потеплением климата, инициирушим таяние горно-долинных ледников, что также приводит к увеличению поставки терригенного материала флювиальными потоками на береговую линию. Резкие отрицательные сдвиги в изотопном составе кислорода планктонных фораминифер могут быть индуцированы как потеплением поверхностных вод, так и их опреснением вследствие увеличения осадков и речного стока или уменьшения испарения. Результаты видового анализа диатомей и пыльцы, основанные на изменении индикаторных видов, соотношении океанических/ неритических групп, диатомового палеотемпературного коэффициента и климатического палинологического коэффициента Кр, позволяют определить связь выявленных высокочастотных осцилляции литодинамики и среды бассейна (рис. 4.1, 4.2 и 4.3) с изменениями климата и условиями поверхностных вод (табл. 4.2). Увеличение встречаемости относительно теплых видов диатомей и пыльцы и коэффициентов соответственно Тд и Кр указывает на потепление поверхностных вод и окружающей суши. Увеличение неритической группы диатомей в колонке 936 (виды, живущие во льдах и на окраине морского льда при его таянии), вероятно, обусловлено усилением влияния морского льда и обычно индуцировано похолоданием климата (Жузе, 1962; Горбаренко и др., 2003; Gorbarenko et al., 2004). Для "нормальных" циклов Охотского моря максимумы литодинамических индикаторов преимущественно коррелируются с более холодным климатом и более холодными условиями поверхностных вод (рис. 4.2 и 4.3, табл. 4.2). Экстремально холодный и сухой климат окружающей суши усиливал зимнее образование морского льда (Kinrara, Wakatsuchi, 1999) и его распространением бассейне , что приводило к увеличению аккумуляции ледового разноса и грубой фракции при летнем таянии льдов. Усиление зимнего образования морских льдов на северном шельфе во время максимумов литодинамических осцилляции, в свою очередь, инициировало более активную вертикальную вентиляцию шельфовых и промежуточных вод в Охотском море, а также северной части Тихого океана посредством механизмов, вероятно, аналогичных современным (Kitani, 1973;Talley, 1991; Wong et al., 1998; Gladychev et al., 2000). Холодный и сухой климат во время максимумов литодинамических осцилляции способствует формированию более "тяжелого" кислорода в раковинах планктонных фораминифер (рис. 4.1) согласно палеотемпературной шкале (Epstein et al., 1953). Отрицательные сдвиги в изотопии кислорода планктонных фораминифер, которые завершают литодинамические максимумы, в основном связаны с потеплениями на суше и на море (табл. 4.2). Однако связи высокочастотных осцилляции Охотского моря с изменчивостью среды и климата менее ясно выражены для некоторых циклов, имевших место во время относительно теплых климатических периодов изотопных стадии 3 и 5а (табл. 4.2).
Наступление "нормальных" литодинамических максимумов часто совпадает с некоторым уменьшением содержания органического углерода в осадках, что, вероятно, было вызвано увеличением распространения и сезонной длительностью ледового покрова (рис. 4.1). Уменьшение продуктивности во время литодинамических максимумов приводило к облегчению углерода растворенного неорганического С02 в поверхностных водах. Такое облегчение углерода можно объяснить ослаблением обмена С02 на границе атмосфера - море (Lynch-Stieglitz et al., 1995) благодаря усилению распространения морского льда, который затрудняет обмен С02 поверхностных вод с атмосферой.
Хроностратиграфия осадков Берингова моря; вариации среды, климата и экологические изменения комплексов диатомовых водорослей в Беринговом и Охотском морях за последние 40 тыс. лет
Детальная хроностратиграфическая шкала осадков Берингова моря рассмотрена на примере колонок GC-11 и 2594, расположенных в южной и западной частях моря (рис. 5.1). Записи 51Ю планктонных и бентосных фораминифер, радиоуглеродных дат методом ускорительной масс-спектрометрии, содержания карбонатного и органического углерода и обилия диатомей в осадках этих колонок показаны на рисунке 4.4. Изотопные кривые позволяют выделить в осадках стадии 1, 2 и 3, возраст границы которых (Martinson et al., 1987; Bassinot et al., 1994) хорошо согласуется с имеющимися для этих колонок радиоуглеродными датами (рис. 5.4). Изотопно-кислородные записи также показывают в основании стадии 1 две фазы терминации последнего оледенения 1А и 1Б, синхронные глобальным событиям ускоренного таяния покровных ледников и пульсациям талых вод (Fairbanks, 1989). На рис. 5.4 показано также положение прослоев тефры в осадках колонок GC-11 и 2594 и предварительная их корреляция. По стратиграфическому положению общий прослой тефры стадии 1 осадков Берингова моря может коррелировать по времени с прослоем стадии 1 в осадках северо-западной части Тихого океана (колонки GC-36 и GC-32). По предварительным оценкам возраста и положению карбонатных пиков, прослои тефры стадии 3 в осадках колонки GC-11 и изученных колонок возвышенности Детройт не синхронны и, следовательно, вызваны разными извержениями в западной части Алеутских островов и Камчатки. Закономерности изменений содержания СаСОэ, органического углерода и аморфного кремнезема в отложениях Берингова и Охотского морей и северо-западной части Тихого океана. Аналогично изменениям в отложениях Охотского.моря (рис. 3.6 - 3.8) и северо-западной части Тихого океана (рис. 4.2) рост содержания СаСОэ и органического углерода в осадках Берингова моря во время терминаций 1А и 1Б максимума последнего оледенения и глобальных потеплений климата (рис. 5.4) происходил, вероятно, также в связи с увеличением продуктивности. Содержание органики в осадках Берингова моря увеличивалось несколько ранее терминаций 1А и резко уменьшалось параллельно с кривой содержания СаС03 во время события молодой дриас (11-10 тыс. лет назад) в связи с похолоданием климата.
Улучшение условий среды и увеличение продуктивности при терминациях последнего оледенения было установлено также в Охотском море и других частях северо-западной части Тихого океана (Безруков и Романкевич, 1960; Романкевич, 1963; Keigwin et al., 1992; Gorbarenko, 1996; Gorbarenko et al., 2002) и, по всей видимости, происходило во всей западной субарктике Тихого океана, включая окраинные моря. Увеличение биогенного кремнезема в осадках Берингова моря во время пика продуктивности при терминаций 1А менее выражено по сравнению с районом западной субарктической ячейки, а в Охотском море почти незаметно (Gorbarenko, 1996; Горбаренко и др. 2000; Gorbarenko et al., 2002), вероятно, вследствие сильного влияния ледового покрова окраинных морей на продукцию диатомовых водорослей. Для колонок GC-11 и 2594 на основании данных содержания С органического, скоростей седиментации и плотности сухого натурального осадка, были рассчитаны значения скоростей аккумуляции массы органического вещества в осадках (Mass Accumulation Rate), характеризующие абсолютные величины потоков органики на единицу площади дна за единицу времени в прошлом (грамм Сорг/ см2 тыс. лет) (рис. 5.4). Этот критерий более объективно отражает изменения потоков органики в прошлом, нежели весовые проценты органического вещества. В южной колонке GC-11 среднее содержание органического углерода (весовые %) и абсолютные скорости аккумуляции массы органического углерода (грамм Согр./см2 тыс. лет) в отложениях холодной стадии 2 больше, чем в осадках поздней части стадии 1, образованных после терминации последнего оледенения 1Б (рис. 5.4). Во время относительного потепления стадии 3 потоки органического углерода в южной части моря (колонка GC-11) изменялись в пределах характерных для указанных выше периодов. Аналогичные изменения в концентрациях органики наблюдались и ранее в верхнечетвертичных осадках северо-западной части Тихого океана (Haugetal., 1995;Gorbarenko, 1996;Keigwinetal., 1992) и были обусловлены, вероятно, более высокой продуктивностью вод северной части Тихого океана в холодные эпохи (Sancetta, 1992).
Максимальные значения накопления органики как в весовых %, так и в абсолютных массах в Беринговом море приходятся на терминации последнего оледенения 1А и 1В (рис. 5.4). Это объясняется резким увеличением биологической продуктивности при глобальных потеплениях климата, ускоренных подъемах уровня моря (Fairbanks, 1989) и дополнительных поступлениях в бассейны большого количества терригенного материала, включая железо влияющего на содержание питательных веществ. Вероятно, дополнительный поток материала с прилегающего континента в бассейны в это время включал и поступление органического вещества терригенного просхождения. В осадках последнего оледенения как во время максимума похолодания (стадия 2), так и во время относительного потепления (стадия 3) содержание карбоната кальция в осадках северо-западной части Тихого океана, Берингова и Охотского морей (рис. 5.4; Горбаренко и др. 1998; Gorbarenko et al., 2002) значительно ниже голоценовых значений. Известно, что растворение карбонатов в морской воде и осадках зависит от степени насыщенности карбонатной системы морских и поровых вод по отношению к кальциту и определяется в основном концентрацией карбонатного иона. В настоящее время глубина карбонатной компенсации (ГКК) в Тихом океане, ниже которой происходит сильное растворение карбонатов, значительно выше, чем в Атлантическом, что объясняется формированием северо-атлантических глубинных вод в северной Атлантике и наиболее старыми глубинными водами в Тихом океана, с большим содержанием С02, меньшими концентрациями карбонатного иона и, следовательно, более коррозийными по отношению к карбонатам (Karlin et al., 1992). ГКК изменялась при вариациях климата, и если в Атлантическом океане в ледниковые периоды она была выше, чем в межледниковья (Атлантический тип), то в экваториальной и северо-восточной частях Тихого океана в ледниковые периоды ГКК понижалась (Тихоокеанский тип) (Karlin et al., 1992). Противоположный характер изменения ГКК в океанах объясняют уменьшением формирования глубинных вод в Северной Атлантике во время оледенений, что приводит к некоторому "старению" глубинных вод Атлантики, а с другой стороны, "омоложению" глубинных вод Тихого океана за счет большей доли Антарктических глубинных вод (Lund, Mix, 1998). Однако полученные нами и литературные данные свидетельствуют, что в осадках северо-западной части Тихого океана (западной Субарктике), Охотском и Беринговом морях содержание карбоната кальция в осадках холодных периодов были очень низкие и повышались в межледниковья (Романкевич, 1963; Keigwin et al., 1992; Gorbarenko, 1996). Таким образом, в северо-западной части Тихого океана (западной Субарктике) и окраинных морях тип изменений ГКК в прошлом был более похож на Атлантический тип.
Промежуточные воды Охотского моря на глубине отбора колонок образуются трансформированными водами северо-западной части Тихого океана, втекающими через глубоководные проливы Курильской гряды (Kitani, 1973; Itoh, 2003). Поэтому изменения растворения карбонатов в Охотском море могли быть вызваны как изменениями химизма промежуточных вод северо-запада Тихого океана, так и изменениями гидрологии и вентиляции охотоморских промежуточных вод. Учитывая большую долю тихоокеанских вод в промежуточных охотоморских водах в настоящем и, вследствие глубоководности Курильских проливов в прошлом, выявленное усиление растворения карбонатов во время холодных климатических периодов в Охотском море показывает на общий тренд изменений ГКК в позднечетвертичное время в северо-западной (субарктической) части Тихого океана, Беринговом и Охотском морях. В осадках стадии 3 в Беринговом море и в северо-западной части Тихого океана (рис. 5.4) наблюдаются менее выраженные карбонатные пики.
