УДК 551.461.8:593.12(265.51)
МОРСКАЯ ГЕОЛОГИЯ
ПАЛЕООКЕАНОЛОГИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ В ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ БЕРИНГОВА МОРЯ В ПОЗДНЕЧЕТВЕРТИЧНОЕ ВРЕМЯ
© 2013 г. Е. А. Овсепян1, Е. В. Иванова1, Л. Макс2, Я.-Р. Риетдорф3, Д. Нюрнберг3, Р. Тидеманн2
Институт океанологии им. П.П. Ширшова РАН, Москва, Россия 2 Институт полярных и морских исследований им. А. Вегенера, Бремерхавен, Германия 3 ГЕОМАР Центр имени Гельмгольца по исследованию океана, Киль, Германия e-mails: ameli_cat@mail.ru, e_v_ivanova@ocean.ru Поступила в редакцию 14.07.2011 г., после доработки 10.08.2012 г.
Комплексы бентосных и планктонных фораминифер, а также содержание крупных гранулометрических фракций осадков изучены в верхних 4.5 м колонки 80201-2-85КЬ с хребта Ширшова (57°30.30' с.ш., 170°24.79' в.д., глубина 968 м), соответствующих возрастному интервалу 7.5—50 тыс. лет назад. Для ледниковья реконструированы низкая продуктивность поверхностных вод, распространение морских льдов и/или айсбергов в районе станции и насыщение кислородом придонного слоя водной толщи. По максимуму численности планктонных фораминифер в самом начале дегляци-ации выявлено повышение биопродуктивности. Для второй половины интерстадиала беллинг/ал-леред и раннего голоцена установлено дальнейшее двухступенчатое повышение продуктивности поверхностных вод и ослабление вентиляции в придонном слое.
DOI: 10.7868/S0030157413020159
ВВЕДЕНИЕ
Важная роль Берингова моря в тепло- и водообмене Тихого океана с Северным Ледовитым и близость к слабо изученному северотихоокеанскому "концу" глобального океанского конвейера вызвали активизацию международных палео-океанологических исследований в этом бассейне в начале 21 века. Берингово море является одним из самых продуктивных районов Мирового океана с максимальными значениями первичной продукции 250—500 гС/см2 год над континентальным склоном и 50—100 гС/см2 год над хребтом Ширшова [37], несмотря на лимитирующий ее недостаток железа в фотическом слое [27].
Предыдущими исследованиями установлено, что во время ледниковых изотопно-кислородных стадий (ИКС) 3—2 биологическая продуктивность поверхностных вод в Беринговом море была относительно низкой [7, 8, 17, 18, 25, 26]. Для интерстадиала беллинг/аллеред и раннего голоцена по геохимическим данным и изменениям фауны бентосных фораминифер (БФ) выявлено двухступенчатое повышение продуктивности в южной и северной частях бассейна [17, 18, 26]. Аналогичный вывод, основанный на геохимических данных и результатах изучения диатомовых водорослей, сделан для западной части моря [12, 16]. В этих же интервалах в северной и западной частях бассейна реконструировано ослабление
вентиляции придонных вод на промежуточных глубинах [12, 26]. В южной части бассейна на глубине 3060 м отмечено полное растворение карбонатных микрофоссилий в течение последних ~3т.л. [7, 8]. Лизоклин и критическая глубина карбонатонакопления установлены на континентальном склоне Берингова моря на глубинах 2000 и 3800 м, соответственно [111]. Сведения об экологии, биогеографии и количественном распределении БФ в Беринговом море содержатся в работах Саидовой, Бурмистровой и соавторов [3, 6]. Данных по распределению видов планктонных фораминифер (ПФ) в современных осадках северо-западной (субарктической) части Тихого океана и Беринговом море очень мало.
Колонка S0201-2-85KL (57°30.30' с.ш., 170°24.79' в.д., глубина 968 м, рис. 1) длиной 18 м поднята с хребта Ширшова в 2009 г. в рейсе 201-2 НИС "Sonne" в рамках российско-германского проекта КАЛЬМАР. Возрастная модель для верхней части колонки основана на визуальной корреляции кривой яркости осадков (color reflectance b*) с изотопно-кислородной кривой гренландского ледового керна NGRIP с учетом семи масс-спектромет-рических радиоуглеродных датировок [31, 34], пять из которых получены по колонке S0201-2-85KL. Две даты, 10.3 и 11.2 тыс. лет назад (т.л.н.), соответствуют средним значениям возраста для двух пиков интенсивности Ca на рентгено-флюорес-
с.ш.
64°
62° 60° 58° 56° 54° 52° 50°
в.д. 168° 172° 176° 180° 176° 172° 168° 164° 160° з.д.
Рис. 1. Поверхностная циркуляция Берингова моря по [38] и положение станции на хребте Ширшова. Пунктиром показана граница морских льдов в январе—марте 2008 г. [42].
центных спектрах по этой и нескольким другим колонкам из северо-западной части Тихого океана. Все радиоуглеродные даты пересчитаны в календарные с учетом резервуарного эффекта 700 лет (рис. 2), принятого постоянным для последних 25 тыс. лет [311]. На этой хронострати-графической основе в верхней части колонки выделены следующие климатостратиграфиче-ские интервалы, широко используемые в глобальных палеоокеанологических и палеогеографических корреляциях (рис. 2): межстадиал последнего оледенения (50—28.6 т.л.н.; 446— 226 см); стадиал (включая максимум оледенения, 28.6—20 т.л.н.; 226—136 см); ранняя дегля-циация (20—14.8 т.л.н.; 136—80 см); беллинг/ал-леред (14.8—12.9 т.л.н.; 80—59 см); поздний дриас (12.9—11.7 т.л.н.; 59—52 см) и ранний голоцен (11.7-9.2 т.л.н.; 52-16 см).
Данная работа посвящена изучению тысячелетней изменчивости комплексов бентосных и планктонных фораминифер с целью восстановления биопродуктивности поверхностных вод и вентиляции придонных вод на промежуточных глубинах в западной части моря для временного интервала от межстадиала последнего оледенения (ИКС 3) до середины голоцена (ИКС 1). Ва-
риации содержания и состав крупных гранулометрических фракций позволяют реконструировать ледовые условия в районе станции.
ГИДРОЛОГИЧЕСКАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА
Поверхностная циркуляция Берингова моря определяется циклонической ячейкой, являющейся частью субарктического круговорота Тихого океана (рис. 1). Поверхностные воды Аляскинского течения проникают в акваторию бассейна через проливы Алеутской островной дуги и, трансформируясь, переносятся локальными течениями вдоль континентального склона на север. Небольшая доля (0.8 8у) трансформированных вод выносится в Северный Ледовитый океан через Берингов пролив [38].
Водная толща глубоководной части Берингова моря состоит из: (1) поверхностного, прогреваемого летом перемешанного слоя (от 0 до 25-50 м, 7-10°С, 33%о) [1]; (2) подповерхностной холодной беринговоморской водной массы (от 50 до 150-200 м, 1.5-2°С, 31.5-33%) [1, 30]; (3) севе-ро-тихоокеанской промежуточной водной массой (200-500 м, 3.4-4.0°С, 33.7-34.1% ) [30] в верхней части мезотермального слоя (200-2000 м)
Рис. 2. Распределение индикаторов палеоокеанологических условий в изученном интервале колонки. Стратиграфическое расчленение и календарные даты по [31, 34]. БФ — бентосные фораминиферы, ПФ — планктонные форамини-феры, ИКС — изотопно-кислородные стадии, ПД — поздний дриас, Б/А — беллинг/аллеред, МПО — максимум последнего оледенения. Пропуски на графиках процентного содержания N. pachyderma sin и G. bulloides соответствуют образцам с недостаточной численностью ПФ.
Возраст, л.н. о
е 1.0
/ Б в + 0.5
с е
(П 0
Ц 100
е
Б
о
^ 1800 з/
^ § 900 ть, 0
ост 3000
н
| §1500
с и
Чи 0
21.0 р
У0.5 а
е о
11.0 р
У 0.5
а
е о
и- це40
яв и
о Ил § § £20
^ «0
га, и мл, 50
рй а50 й'Я и
ня 0.55
0.4 0.3 , 0.2
---->100 цш
63-100 цш
200 250 Глубина, см >63 цш ■
450
Прослой Следы растворения пепла на раковинах ПФ
0
[14]; (4) глубинной водной массы (>2000 м, 1.45-1.65°С, 34.60-34.68%), являющейся результатом смешения вод антарктического и североатлантического происхождения [14]. Зона кислородного минимума выделяется на глубинах 300-900 м и характеризуется содержанием растворенного кислорода ~0.34 мл/л в нижней части [35].
Согласно спутниковым данным [42], в настоящее время сезонный ледовый покров развивается преимущественно в северной и восточной частях бассейна и полностью отсутствует над хребтом Ширшова (рис. 1).
МАТЕРИАЛ И МЕТОДИКА
В данной работе использовано сделанное на борту судна визуальное литологическое описание осадков колонки 80201-2-85КЬ [14], уточненное по нашим готовящимся к публикации данным гранулометрического анализа на седиграфе (ВеёЮгарИ 5100) и определению содержания крупных фракций (>63 цш) методом ситового анализа.
Пробы для фораминиферового анализа отобраны на борту судна с интервалом 5 см. После рейса они хранились в течение трех месяцев при температуре 4° С в холодильной камере ИО РАН, затем промывались дистиллированной водой через сита 63 и 100 цш и высушивались при комнатной температуре. Высушенные крупные фракции взвешивались и по ним рассчитывались весовые проценты от навески сухого осадка. Количество зерен терригенного и обломков биогенного и вулканогенного материала оценивалось визуально с точностью до 5% в каждой пробе в обеих фракциях, а затем пересчитывалось на фракцию >63 цш. Фракция >100 цш просеивалась через сито 1000 цш с целью отделения гравийных зерен и расчета их количества в 1 г сухого осадка. Для получения репрезентативных данных по процентному содержанию видов сухие фракции делились микросплиттером Отто таким образом, чтобы навеска содержала 100-300 ПФ и 250-300 БФ при наличии достаточного количества раковин в образце. ПФ подсчитывались во фракции >100 цш, поскольку фракция 63-100 цш почти во всех пробах содержала только их обломки. В верхних 3 м колонки количественный анализ БФ проводился во фракциях 63-100 и >100 цш для выявления разницы в составе и соотношении видов в зависимости от размера раковин. Ниже БФ изучались в суммарной фракции >63 цш. Кроме того, рассчитывались содержание раковин ПФ и БФ на 1 г сухого осадка и число видов БФ в образце. Растворение раковин ПФ и БФ оценивалось визуально и по величине отношения ПФ/(БФ+ПФ). С целью выделения доминантных комплексов БФ использовался CABFAC факторный анализ данных для видов, содержание которых превышало 2%
хотя бы в одной пробе [21]. Для реконструкции вариаций содержания кислорода в придонных и поровых водах поверхностного слоя осадков виды БФ были разделены на оксидную, субоксидную Б, субоксидную В и дизоксидную группы в соответствии с толерантностью к концентрациям кислорода в придонном слое воды по методике Кайхо [24] с учетом классификации [2] для Охотского моря. О
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.