ОКЕАНОЛОГИЯ, 2014, том 54, № 4, с. 546-560
МОРСКАЯ ГЕОЛОГИЯ
УДК 551.583.7
ИЗМЕНЕНИЯ БИОПРОДУКТИВНОСТИ В СЕВЕРО-ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ ТИХОГО ОКЕАНА В ТЕЧЕНИЕ ПОСЛЕДНИХ 25 ТЫС. ЛЕТ
© 2014 г. Е. А. Овсепян, Е. В. Иванова, И. О. Мурдмаа, Г. Н. Алехина
Институт океанологии им. П.П. Ширшова РАН, Москва e-mails: eovsepyan@ocean.ru, e_v_ivanova@ocean.ru, murdmaa@mail.ru Поступила в редакцию 30.09.2013 г., после доработки 12.03.2014 г.
Оценены изменения биопродуктивности поверхностных вод за последние 25 тыс. лет на основе оригинального метода сопоставления опубликованных данных по относительным колебаниям независимых палеоиндикаторов в 30 колонках из северо-западной части Тихого океана (СЗТ) и окраинных морей. Низкие по сравнению с современными величинами значения продуктивности выявлены для максимума последнего оледенения в Охотском море и западной части Берингова моря. Южная и юго-восточная части Берингова моря, а также открытая область СЗТ характеризовались повышенной, по сравнению с современной, продуктивностью. Во время ранней дегляциации продуктивность оставалась на уровне ледниковой во всех рассматриваемых районах, кроме юго-восточной части Берингова моря, где она повышалась. Повышенные и высокие по сравнению с современными значения биопродуктивности установлены в течение интервала первого события Хайнри-ха в открытой СЗТ и Беринговом море над плато Умнак, хребтами Ширшова и Бауэрс. В беллинге/аллереде продуктивность поверхностных вод была преимущественно высокой относительно современных значений в Беринговом и Охотском морях, а также в открытой СЗТ. Величины биопродуктивности достигали высоких значений в пределах практически всей рассматриваемой акватории в раннем голоцене. В позднем голоцене установлено общее снижение биопродуктивности. Поступление биогенных элементов в фотический слой и, как следствие, биопродуктивность в течение последних 25 тыс. лет контролировались положением границы морских льдов, объемом речного стока, затоплением шельфов Берингова и Охотского морей в результате повышения уровня моря, эффективностью водообмена окраинных бассейнов с СЗТ и между собой, интенсивностью эолового переноса и глубинного вертикального перемешивания.
DOI: 10.7868/S003015741404008X
ВВЕДЕНИЕ
В настоящее время северная часть Тихого океана, включая окраинные моря, является одним из самых высокопродуктивных районов Мирового океана за счет обилия биогенных элементов над резким пикноклином при хорошей освещенности и благоприятном для развития фитопланктона температурном режиме. Под термином "биопродуктивность" понимается "способность природных сообществ или отдельных их компонентов поддерживать определенную скорость воспроизводства входящих в их состав живых организмов" [4]. Наряду с указанными факторами динамика биопродуктивности в окраинных морях определяется поступлением теплых поверхностных и подповерхностных вод с течениями Соя, Алеутским и Цусимским (рис. 1а, 1б). Величины первичной продукции в центральных частях окраинных морей варьируют от 300 до 800 мгС/м2/сут, а вблизи берега составляют >800 мгС/м2/сут [6] (рис. 2а). Для открытой северо-западной части Тихого океана (СЗТ) значения находятся в пределах 200—800 мгС/м2/сут, увеличиваясь по направлению к окраинным морям [6]. Высокие темпы
образования и захоронения органического вещества, особенно в окраинных морях, представляют основу для надежных палеоокеанологических реконструкций в данном районе.
В 1950—1960-х гг. Институтом океанологии им. П.П. Ширшова АН СССР проведены обширные комплексные исследования в СЗТ. В контексте данной статьи следует, прежде всего, упомянуть работы Жузе [7], Безрукова и Романкевича [3], которые связывали процессы накопления биогенного материала с биопродуктивностью поверхностных вод. В настоящее время детальные стратиграфические и палеоокеанологические исследования верхнечетвертичных осадков в дальневосточных морях и открытой области СЗТ, включая реконструкции биопродуктивности по различным па-леоиндикаторам, ведутся российскими и зарубежными учеными (табл. 1) в контексте глобальных и региональных климатических изменений.
Целью данного исследования является реконструкция изменений биопродуктивности в СЗТ по опубликованным данным с учетом гляциоэв-статических колебаний уровня океана. Решение данной задачи потребовало разработки метода
с.ш.
70°
(а)
60°
50°
40°
30°
в.д. 130°
с.ш.
70°
140°
150°
160° (б)
170°
180°
170° з.д.
60° -
50°
40° -
3°0
в.д. 130°
140°
150°
160°
170°
180°
170° з.д.
Рис. 1. Положение станций (а) и циркуляция поверхностных вод (б по [42]). Римскими цифрами отмечены геоморфологические структуры: I — хребет Ширшова, II — хребет Бауэрс, III — плато Умнак, IV — Алеутская котловина, V — котловина Дерюгина, VI — возвышенность Академии наук, VII — поднятие Ямато, VIII — Цусимская котловина, IX — возвышенность Обручева. Арабскими цифрами отмечены основные течения: 1 — Склоновое беринговоморское, 2 — Восточно-Камчатское, 3 — Западно-Камчатское, 4 — Соя, 5 — Цусимское. Белой пунктирной линией показана граница морских льдов в январе, белой сплошной — в марте по [45].
с.ш
70°
60° И
(б)
50
40
30
Рис. 2. Среднегодовая первичная продукция (а, [6]) и оценка изменений биопродуктивности по скоростям аккумуляции органического углерода в современных (0—1 т.л.н.) осадках (б) в северо-западной части Тихого океана. (а) — величины среднегодовой первичной продукции (мгС/м2/сут) [6]: 1 - >800, 2 - 500-800, 3 - 300-500, 4 - 200-300, 5 - 150— 200, 6 - <150; (б) - палеопродуктивность относительно референсного значения: 1 - низкая, 2 - повышенная, 3 - высокая, 4 - референсное значение.
сопоставления величин отклонения различных независимых палеоиндикаторов продуктивности в пределах выбранных климатостратиграфиче-ских интервалов от современных значений.
МАТЕРИАЛЫ И МЕТОДЫ
В работе проанализированы опубликованные данные по 30 колонкам из открытой СЗТ, а также Берингова, Охотского и Японского окраинных
Таблица 1. Данные о положении использованных в работе колонок
№ Номер колонки Координаты Глубина моря, м Положение колонки Литература
с.ш. в.д./з.д.
Е8-РС 49.73 168.32 2388 Императорские горы 40
а т) GC-36 50.42 167.73 3300 Императорские горы 21, 28
рыть NGC102 32.33 157.85 2612 Возвышенность Шатского 34
та ол (б NGC108 36.61 158.35 3390 Возвышенность Шатского 30
Н ° 3 РС6 40.40 143.50 2215 СВ склон о. Хонсю 31
О СН84-14 41.73 142.55 978 Ю склон о. Хоккайдо 19
2594 56.93 169.88 1780 Хребет Ширшова 21, 28
BOW-12A-PC 53.39 179.56 1287 Хребет Бауэрс 40
е Ш^02-02-ШРС 53.93 178.70 2209 Хребет Бауэрс 16
р о % GC-11 53.52 178.85 3060 Хребет Бауэрс 23, 24, 28
о в GC-13 53.68 178.72 2630 Хребет Бауэрс 24
о 1-4 н BOW-9A 54.04 178.68 2391 Хребет Бауэрс 28, 35, 38
и р е Б Ш^02-02-5ИРС 54.55 168.67 1467 Плато Умнак 18
RC14-121 54.85 170.68 2532 Плато Умнак 18
иМК-3А-РС 54.42 170.22 1892 Плато Умнак 35, 40
АВ 53.52 177.00 3805 Алеутская котловина 40
6676 53.52 145.93 1750 Котловина Дерюгина 13
1У28-34-2 53.87 146.79 1431 В склон котловины Дерюгина 2, 13
LV28-44-3 52.04 153.10 684 ЮЗ склон п-ва Камчатка 1
е р о LV28-43-5 51.90 152.30 839 ЮЗ склон п-ва Камчатка 5
% е о к LV28-2-4 48.38 146.37 1265 ЮВ склон о. Сахалин 5
ХР98-РС4 49.50 146.12 664 ЮВ склон о. Сахалин 28, 37
с т о х Ох LV28-40-5 51.33 147.18 1312 В склон о. Сахалин 5
ХР98-РС2 50.40 148.33 1258 Возвышенность Академии наук 28, 37
V34-90 48.83 150.47 1590 Ю склон возвышенности Академии наук 21, 28
MD01-2412 44.52 145.00 1225 СВ склон о. Хоккайдо 28, 36
е р о Т-11 40.12 134.00 1150 С склон поднятия Ямато 22, 28
% е 1670 39.91 133.55 1105 С склон поднятия Ямато 22, 28
о ск J-3 35.90 130.25 1400 Ю часть Цусимской котловины 22, 28
нс о п Я 1603 35.92 130.72 1360 Ю часть Цусимской котловины 22, 28
морей (табл. 1, рис. 1а) за последние 25 тыс. лет. Более 20-ти колонок из этих районов исключены из исследования из-за сильной биотурбирован-ности современных осадков (например, [10]) и/или низкого временного разрешения имеющихся по ним палеоданных (например, колонка BOW-8A в [40]). Оценить относительные изменения биопродуктивности по таким колонкам, следуя нижеописанной методике, не представляется возможным.
Шесть хроностратиграфических интервалов, пять из которых выделены нами на кривой изо-
топно-кислородного состава (818О) сталагмитов пещеры Хулу [44], были использованы для составления площадных реконструкций (рис. 3). К ним относятся максимум последнего оледенения (МПО, >20 т.л.н.) с повышенными значениями 818О; ранняя дегляциация (РД, 20—17.5 т.л.н.), отмеченная понижением величины 818О; событие, соответствующее выделенным в гренландском ледовом керне первому событию Хайнриха и раннему дриасу (Х1, 17.5—14.8 т.л.н.); интервалы потепления беллинг/аллеред (Б-А, 14.8—12.9 т.л.н.) и ранний голоцен (РГ, 11.7—9.2 т.л.н.). Возраст
Ранний
Возраст, т.л.н.
Рис. 3. Хроностратиграфические интервалы, принятые в данной работе и выделенные на основе изменений изотопно-кислородного состава сталагмитов PD и MSD из пещеры Хулу, Китай [44].
позднего голоцена (ПГ), 6-1 т.л.н., определяется интервалом с момента установления современного уровня Мирового океана. Интервал 1-0 т.л.н. соответствует современным условиям. Событие позднего дриаса в данном регионе выражено слабо. Возможные расхождения, обусловленные неопределенностями в использованных нами оригинальных возрастных шкалах для каждой колонки, в данной работе не рассматриваются. В некоторых работах [1, 2, 13] приведены не возрастные шкалы, а только отдельные радиоуглеродные датировки, переведенные в календарный возраст, на которые мы опирались при анализе данных.
Для оценки относительных изменений биопродуктивности нами введены термины " пониженная", "повышенная" или "высокая" относительно современных значений для каждой колонки и разработана методика, позволяющая математически обозначить границы их применения. Как правило, для каждой отдельной колонки опубликованы данные по целому ряду индикаторов, свидетельствующих об изменениях продуктивности. В таких случаях мы выбирали инди
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.