Содержание к диссертации
Введение
ГЛАВА 1. Изотопный состав кислорода как инструмент для палеоклиматических реконструкций (обзор литературных данных) 11
1.1. Изотопно-кислородный метод 12
1.1.1. Основы метода 12
1.1.2. Температурная зависимость 14
1.2. Развитие изотопно-кислородного метода 15
1.2.1. Первые изотопные кислородные кривые 15
1.2.2. Шкала SPECMAP 17
1.2.3. Объекты исследования 19
1.3. Биогенный кремнезем как объект для изотопных исследований 25
1.3.1. Источники биогенного кремнезема. Общие сведения о диатомовых водорослях 25
1.3.2. Изотопный состав кислорода створок диатомовых водорослей
1.4. Интерпретация кислородных изотопных кривых 31
1.5. Способы очистки створок диатомовых водорослей для изотопных исследований
1.5.1. Извлечение кислорода из кремнезема для изотопных исследований 34
1.5.2. Способы подготовки препаратов створок диатомовых водорослей для изотопного анализа 35
1.5.3. Учет водной составляющей биогенного кремнезема 42
ГЛАВА 2. Способ выделения створок диатомовых водорослей из донных отложений 47
2.1. Теоретическое обоснование метода
2.2. Модификация поверхности створок диатомовых водорослей 48
2.2.1. Способы модификации поверхности 48
2.2.2. Силилирование створок диатомовых водорослей
2.3. Подготовка створок к силилированию 54
2.4. Силилирование. Очистка образцов после силилирования 57
2.5. Методика извлечения створок из донных отложений 63
ГЛАВА 3. Изотопный состав кислорода створок байкальских диатомеи (палеоклиматическии аспект) 70
3.1. Материалы и методы исследования 71
3.1.1. Объект исследования 71
3.1.2. Методика проведения работ 74
3.1.3. Литология исследуемых разрезов 76
3.1.4. Возрастная модель исследуемых кернов
3.2. Изотопный состав кислорода ископаемых створок байкальских диатомовых водорослей 81
3.3. Температурные оценки 90
Выводы 97
Список литературы 98
Приложения 1
- Развитие изотопно-кислородного метода
- Изотопный состав кислорода створок диатомовых водорослей
- Силилирование створок диатомовых водорослей
- Возрастная модель исследуемых кернов
Введение к работе
Актуальность исследований. Формирование общепланетарной климатической системы во многом определяется континентальным климатом, поэтому изучение региональных климатических особенностей чрезвычайно важно.
Перспективным объектом для изотопных палеоклиматических исследований на континентах являются донные отложения крупных, длительно существующих озер, из которых особое внимание, несомненно, привлекает озеро Байкал, расположенное в Центральной Азии.
Благодаря усилиям российских и зарубежных исследователей озеро Байкал достаточно хорошо изучено. В частности с 1993 по 1999 год в рамках международного проекта "Байкал-бурение" была получена непрерывная климатическая запись, основанная на вариациях содержания
биогенного кремнезема в осадках (возраст разреза 8 млн. лет, скважина BDP-98).
Однако исследования донных отложений оз. Байкал с помощью изотопно-кислородного метода не проводились. Это связано с тем, что осадки озера не содержат остатки биогенных карбонатов, а единственным объектом для изотопных кислородных исследований являются створки диатомовых водорослей. Работы по изучению изотопного состава кислорода в створках ископаемых озерных диатомей, в том числе и байкальских, до последнего времени широкого распространения все же не получили, что, в первую очередь, связано с отсутствием надежных методик выделения створок из донных отложений.
В настоящее время, как правило, створки диатомовых водорослей выделяют из осадка при помощи тяжелых жидкостей (все процедуры, связанные с подготовкой препаратов створок для изотопного анализа, подробно описаны А. Шемешем (Shemesh et al., 1995) и Д.В. Морлеем (Cleaning, 2004)), хотя существуют и другие подходы (Аэродинамический, 1994; Do diatom, 1998; Rings et al., 2004). Однако известные способы очистки створок ископаемых диатомей далеко не всегда позволяют получать препараты, пригодные для изотопных исследований. Необходима разработка такого метода, который позволит извлекать створки из донных осадков, требуемой для изотопного анализа чистоты.
Цель и задачи исследований. Целью диссертационной работы является изучение изотопного состава кислорода створок диатомовых водорослей, извлеченных из донных отложений оз. Байкал, и на основании полученных данных - оценка изменения среднегодовых температур воздуха в байкальском регионе на протяжении временных аналогов морских изотопных стадий 1-3.
Для достижения поставленной цели в ходе исследований предполагалось решить следующие задачи:
1. Разработать метод препаративного выделения створок
диатомовых водорослей из донных отложений, позволяющий получать их
препараты, пригодные для изотопных исследований.
2. С помощью разработанной методики получить препараты
створок диатомовых водорослей из кернов донных отложений,
отобранных в районах оз. Байкал с различным характером
осадконакопления.
3. Измерить значения 5180 в полученных препаратах.
Фактический материал и методы исследования. В работе исследованы
керны донных отложений, отобранные во время рейсов НИС
«Г.Ю. Верещагин» в процессе проведения экспедиционных работ на оз. Байкал в 2003, 2004 годах, а также образцы осадков, полученные в результате бурения глубоководной скважины BDP-98.
Определение чистоты препаратов створок диатомовых водорослей, их фотографирование проводилось на сканирующем электронном микроскопе в ЦКП "Ультрамикроанализ" Лимнологического института СО РАН.
Определение изотопного состава воды, в которой развивались современные водоросли, а так же изотопного состава современных и ископаемых байкальских диатомей выполнялось в Лаборатории геохимии изотопов и геохронологии Геологического института РАН Б.Г. Покровским (г. Москва).
Научная новизна. 1. Разработана оригинальная, простая в реализации, не требующая дорогостоящего оборудования и реактивов методика выделения створок диатомовых водорослей из донных отложений. Данная методика не имеет аналогов в мире и позволяет получать препараты створок, пригодные для любого рода исследований, таких как корректное измерение б180, определение микроэлементного состава створок.
2. Впервые получены данные по изотопному составу кислорода в
створках современных и ископаемых байкальских диатомовых
водорослей.
-
На основании полученных данных впервые построена изотопная кислородная кривая (запись непрерывная), охватывающая временные аналоги морских изотопных стадий 1-3.
-
На основании данных по изотопному составу кислорода ископаемых диатомей оз. Байкал рассчитаны среднегодовые температуры воздуха в байкальском регионе на протяжении временных аналогов морских изотопных стадий 1-3.
Личный вклад автора. При активном участии автора была разработана методика выделения створок диатомовых водорослей из донных отложений, позволяющая получать их препараты, пригодные для любого рода исследований.
С помощью разработанной методики из 873 проб, задействованных в эксперименте, створки ископаемых байкальских диатомей выделены и очищены автором из 480 проб, из них 86 направлено на изотопный анализ.
Полученные данные по изотопному составу кислорода створок диатомовых водорослей оз. Байкал, приводимые в работе, были обработаны и интерпретированы автором лично, либо при его участии.
Практическая значимость. Разработанная методика может найти широкое применение для получения качественных препаратов створок диатомовых водорослей для различного рода исследований не только в нашей стране, но и за рубежом.
Результаты, полученные в ходе данного исследования, могут быть использованы для реконструкции климата как байкальского региона, так и Центральной Азии в целом, а также могут служить основой для моделирования и прогноза климатических изменений в будущем.
Защищаемые положения. 1. Впервые изучены вариации изотопного состава кислорода створок диатомовых водорослей из осадков оз. Байкал, что стало возможным, благодаря разработанной автором оригинальной методике выделения створок из донных отложений.
-
Значения 8180 створок диатомовых водорослей из осадков оз. Байкал (временные аналоги морских изотопных стадий 1-3) изменяются от 20,0 до 27,5%о. Увеличение значений 5180s!02 при переходе от последнего оледенения к голоцену составляет 5-б%о.
-
Увеличение среднегодовых температур воздуха в байкальском регионе при переходе от сартанского оледенения к голоцену на основании данных по изотопному составу кислорода створок диатомовых водорослей из осадков оз. Байкал составляет в среднем 5-6С.
Апробация работы и публикации. Результаты, обсуждаемые в диссертационной работе, легли в основу научных статей в отечественных реферируемых изданиях, а также представлены и обсуждены на следующих российских и международных конференциях: (1) Научная конференция молодых ученых ИНЦ СО РАН «Современные проблемы геохимии», Иркутск, (20-23 апреля 2004 г.); (2) Международная конференция «Процессы в окружающей среде: прошлое, настоящее, будущее», Сиань, Китай (15-18 ноября, 2004 г.); (3) Вторая Сибирская международная конференция молодых ученых по наукам о Земле, Новосибирск, (1-3 декабря 2004 г.); (4) XVII Симпозиум по геохимии изотопов, Москва, (6-9 декабря 2004 г.); (5) Четвертая Верещагинская байкальская конференция (26 сентября - 1 октября 2005); (6) Научная конференция молодых ученых ИНЦ СО РАН «Современные проблемы геохимии», Иркутск, (16-17 мая 2006 г.).
По теме диссертации опубликовано 12 работ.
Структура и объем работы. Диссертационная работа состоит из введения, трех глав, выводов, списка литературы, приложения. Объем работы 129 страниц, в том числе 31 рисунок, 15 таблиц. Библиография включает 216 наименований.
Развитие изотопно-кислородного метода
Для расшифровки палеоклиматической информации, записанной в различных геологических архивах, используется целый ряд индикаторов климатических изменений, таких как содержание биогенного кремнезема в осадке, численность диатомовых и их видовой состав, магнитная восприимчивость осадков, величина отношений Ti/Al (источник терригенных компонентов в осадках), Fe/Mn (окислительно-восстановительные условия), Mg/Ca, Sr/Ca и значения 544Са (температура), 231Pa/230Th, концентрация U (продуктивность), Cd/Ca, значения 815N и 530Si (утилизация питательного вещества), Ва/Са (щелочность), 8ИВ (рН), 8ИВ и 513С (атмосферный СОг), распределение пыльцы (температура, влажность), содержание 10Ве (механизм отложения элементов) и многие другие (Williams, 1988; Глубокие, 1991; Палеомагнитные, 1993; Bloemendal et al., 1995; Коллектив, 1995; Climate-induced, 2001; The new, 2001; Палеоклиматическая, 2001; Goodfriend et al., 2002; Later, 2002; Gasse, 2002; Late, 2002; Henderson, 2002; Vegetation, 2005; Oberhansli et a!., 2005; Boes et al., 2005; High-resolution, 2005).
Широкое распространение среди существующих приемов расшифровки палеоклиматических данных получил изотопно-кислородный метод (Urey, 1947).
Изотопный состав кислорода биогенных карбонатов из глубоководных океанических осадков, а также льда из покровных ледников Гренландии и Антарктиды, отражающий изменение глобального объема льда, является источником наиболее достоверной информации об изменениях климата на планете (Оледенения, 2001; Reconstructing, 2002; Uplift-driven, 2003).
Основные принципы изотопно-кислородного метода были сформулированы в 1947 году Г. Юри (Urey, 1947). Он предположил, что отношение изотопов кислорода О/ О в составе морской воды должно меняться в зависимости от температуры на планете. Морские организмы, извлекающие кислород из воды, способны отражать эти температурные изменения, то есть содержащее кислород вещество, например, карбонат кальция, из которого состоят скелеты фораминифер, находясь в воде, способно обмениваться с ней изотопами в период жизни организма. После отмирания организм опускается на дно и захоранивается в осадке, сохраняя это отношение. Поэтому, зная отношение 180/60 в остатках ископаемых организмов, можно реконструировать условия, в которых они формировались (Бараш, 1980; Williams, 1988; Фор, 1989; Dawson, 1992; Большаков, 2003).
Поскольку коэффициент разделения изотопов зависит от температуры, изотопный состав кислорода в карбонате, находящемся в равновесии с водой, также будет определяться температурой (Urey, 1947; Фор, 1989).
Изотопный состав кислорода выражается с помощью величины 8180, характеризующей разность отношений 80/ 60 в образце и в стандарте. Эта величина выражается в промилле (Craig, 1957; Бараш, 1980; Геохимия, 1983; Носик, 1986; Williams, 1988; Фор, 1989; Dawson, 1992; Hoefs, 1997; Большаков, 2003):
В качестве стандарта для измерения отношения 180/І60 в природных водах и льдах применяется стандарт SMOW (средний состав океанической воды). Для выражения изотопного состава кислорода в карбонатах при палеотермометрических определениях в качестве стандарта используется СОг, полученный из белемнита - вымершего головоногого моллюска формации P-D мелового возраста в Южной Каролине (США), так называемый PDB-стандарт. Значения отношений 180/160 в стандарте SMOW и PDB равны (2005,20±0,43) 106 и (2067,1±2,1)хЮ6, соответственно (Craig, 1957; Бараш, 1980; Williams, 1988; Фор, 1989; Dawson, 1992; Hoefs, 1997; Васильчук и др., 2000; Большаков, 2003).
Изотопный состав кислорода определяется масс і а спектрометрометрическим методом. В карбонатах 8 О измеряется в ССЬ, полученном при взаимодействии образцов с 100%-ной фосфорной кислотой при температуре 25С (МсСгеа, 1950; Craig, 1957; Геохимия, 1983; Williams, 1988; Фор, 1989).
Как было сказано выше, в условиях равновесия изотопный состав кислорода в карбонате кальция определяется температурой (Urey, 1947). 88Ок - значение 880 в С02, полученное при обработке образца карбоната орюфосфорнои кислотой при температуре 25С, относительно стандарта, 88Оа, - значение 818() в СОг воды, из коюрой осаждался карбонат Из уравнений, указанных в табл. 1.1, следует, чем ниже значения 8180 в биогенных карбонатах, тем выше была температура воды, в которой развивались эти организмы. Данные уравнения показывают, что изменение температуры воды на ГС, при ее неизменном изотопном составе, приводит к изменению изотопного состава карбоната примерно на 0,2-0,3%о.
Первая температурная кривая (рис. 1.1) была построена Ч. Эмилиани в 1955 году по результатам изотопного анализа кислорода ископаемых планктонных (обитающих при жизни в приповерхностных водах) фораминифер из осадков Карибского моря (колонка А179-4, возраст вскрытого разреза около 300 тыс. лет) (Emiliani, 1955).
Изотопный состав кислорода створок диатомовых водорослей
Выше было показано, что отсутствие простой и эффективной методики выделения створок диатомовых водорослей из донных отложений несколько сдерживает применение изотопного состава кислорода биогенного кремнезема для палеоклиматических реконструкций. Поэтому нами был разработан метод выделения диатомей, который, судя по литературным данным, не имеет аналогов в мире и гарантирует получение чистых препаратов, пригодных для проведения любых исследований, в том числе и изотопных измерений.
Предлагаемый метод не требует использования тяжелых жидкостей на конечной стадии очистки, а основан на совершенно другом принципе.
Створки диатомовых водорослей, как и любой аморфный кремнезем (Si02 nH20) (Айлер, 1982а), обладают развитой поверхностью (удельная поверхность створок меняется от 30 до 130 м /г (Lewin, 1961)), на которой имеется большое количество силанольных групп (=Si-OH) (рис. 2.1).
Наличие силанольных групп обуславливает гидрофильность поверхности створок вследствие образования водородных связей с молекулами воды.
При замене протона гидроксильных групп на неполярный радикал поверхность становится гидрофобной. В этом случае створки при обработке водой, в отличие от всех остальных компонентов осадка, не "тонут" в ней, их можно собрать с поверхности водной фазы. нповерхностные свободные одиночные (изолированные) силанолы (=Si-OH); 2 - поверхностные свободные геминальные (изолированные) группы или силанодиолы (=Si-(0H)2); 3 - поверхностные свободные группы с тремя гидроксилами у атома кремния; 4 - вицинальные мостиковые силанолы, т.е. связанные между собой водородной связью (Н-связью) поверхностные одиночные силанолы, геминалы и их комбинации.
Модификация поверхности створок диатомовых водорослей 2.2.1. Способы модификации поверхности
Существует множество способов модификации поверхности аморфного кремнезема (табл. 2.1) (Айлер, 19826), которые в принципе можно использовать для придания поверхности створок гидрофобных свойств. Однако не все они применимы для достижения поставленной нами задачи, поскольку должны удовлетворять следующим требованиям: 1) в процессе модификации не должно происходить разрушение структуры аморфного кремнезема; 2) введенный в аморфный кремнезем радикал не должен содержать кислород; 3) при модификации поверхности обязательно должна сохраняться возможность легкого удаления введенной группировки. Таблица 2.1 Некоторые способы модификации поверхности аморфного кремнезема
Вследствие достаточно малого размера ион фтора является единственным радикалом, позволяющим замещать полностью все группы ОН на поверхности кремнезема. Однако использовать его нельзя, так как создать поверхность типа Si-F без разрушения структуры Si02 практически невозможно.
Метильная группа также является сравнительно небольшой, и такие реактивы, как метиллитий (CH3Li) и реактив Греньяра (CH3MgJ), применяются для гидрофобизации поверхности. Однако недостаток такой обработки заключается в образование настолько прочной связи =Si-C= (табл. 2.1 п. 7, п. 8), которую в дальнейшем невозможно убрать с поверхности кремнезема без его разрушения. Пожалуй, наиболее подходящим способом придания поверхности створок гидрофобных свойств, на наш взгляд, является широко распространенная, эффективная и простая в исполнении реакция силилирования (Кашутина и др., 1975; Uber, 1980).
Термин «силилирование» означает введение силильной, чаще всего триметилсилильнои, группы в молекулы органических соединений вместо подвижного атома водорода. При этом сохраняется возможность легкого удаления введенной в процессе силилирования группировки с восстановлением активного водорода. Реакция протекает в среде силилирующего реагента и растворителя по следующей схеме (Кашутина и др., 1975; Uber, 1980): =Si-OH + (CH3)3Si-X - =Si-0-Si(CH3)3 + HX (2.1)
Поскольку силильные группы легко снимаются, данная реакция применяется при многостадийном синтезе для защиты лабильных функциональных групп, в частности в крупномасштабном промышленном производстве антибиотиков, кремнийорганических мономеров и полимеров. Реакция силилирования позволяет широко видоизменять физические и химические свойства органических и элементорганических соединений: изменять реакционную способность, улучшать растворимость веществ в неполярных и малополярных растворителях, уменьшать или устранять возможность образования водородных связей, увеличивать летучесть и стабильность соединений, что делает возможным их идентификацию физико-химическими методами. Силилирование используется для защиты поверхности стеклянных колонок в газовой хроматографии, а также стеклянной посуды, если требуется, чтобы поверхность стекла не сорбировала на себе химические вещества (Кашутина и др., 1975).
Силилирование створок диатомовых водорослей
Байкал является одним из самых древних и крупных пресноводных водоемов в мире. Его возраст оценивается в 25-30 млн. лет. Площадь поверхности озера составляет 31500 км , а глубина достигает 1634 м.
Озеро расположено в средних широтах, где особенно четко проявляются вариации солнечной радиации, и хорошо выражены сезонные климатические колебания.
В последние годы осуществляется ряд международных, комплексных, междисциплинарных исследований глобальных изменений природной среды и климата Центральной Азии и прогноз его развития по данным геологических и палеолимнологических исследований на Байкале (Проект, 1993; Oberhansli et al., 2005). В результате реализации этих программ было показано, что палеоклиматическая информация, записанная в донных отложениях озера, характеризует как глобальные изменения климата на планете, так и специфические особенности регионального палеоклимата (Проект, 1993; Коллектив, 1995; Непрерывная, 1998; Коллектив, 1998; А High-resolution, 1998; Коллектив, 2000; Глубоководное, 2001; Геохимические, 2001; Paleomagnetic, 2002; Sedimentary, 2005; Oberhansli et al., 2005; Грачев, 2005).
Керн 10GC-1, длиной 73 см, отобран на Академическом хребте оз. Байкал (5344 ,838 с.ш.; 10824 ,559 в.д., глубина воды 348 м) (рис. 3.2) в непосредственной близости от точки бурения скважины BDP-98 (5344 ,48 с.ш.; 10824 ,34 в.д., глубина воды 333 м (Глубоководное, 2001)) (несколько образцов осадка из керна скважины BDP-98 были использованы в данной работе).
Выбор положения этой станции определялся тем, что осадочный разрез здесь очень подробно исследован.
Было показано (Lake, 1997; Коллектив, 1998; Коллектив, 2000; Глобальные, 2000; Комплексные, 2001), что донные осадки на Академическом хребте имеют ритмичное строение, которое обусловлено изменениями климата и хорошо коррелирует с морской климатической летописью (Радиоуглеродное, 1993; Вильяме и др., 1993; Continental, 1995; Коллектив, 1998; Climatic, 1999; Коллектив, 2000; The new, 2001). Осадконакопление здесь осуществляется преимущественно из водной толщи, поскольку Академический хребт изолирован большими глубинами от прямого поступления грубых осадков из береговой зоны и влияния речного стока. Характер распределения биогенного кремнезема в колонках Академического хребта исключительно четко воспроизводится от станции к станции (Сигналы, 1997; Детальная, 2001). Однако в осадках, сформировавшихся в холодные периоды в этом районе, содержание створок диатомей снижается до 1% и ниже (Детальная, 2001), что не позволяет выделить необходимое для изотопных исследований количество материала. Малое море; СВ - южная котловина. Керн 17GC-1, длиной 2,8 м, отобран в северной части пролива Малое море оз. Байкал (5323 ,646 с.ш.; 107ЗГ,903 в.д.), глубина воды 233 м (рис. 3.2).
Донные отложения Малого моря, сформировавшиеся как в теплые, так и в холодные периоды, характеризуются повышенным содержанием створок диатомовых водорослей, по сравнению с другими районами оз. Байкал. Среднее содержание диатомеи в маломорских донных отложениях достигает 20-56% (Патрикеева, 1959; Голдырев, 1982)
Относительно высокое содержание диатомовых в донных отложениях Малого моря на интервалах, соответствующих холодным периодам, позволяет выделять створки в количестве, достаточном для изотопного анализа.
Образец современных диатомовых водорослей вида Aulacoseira baicalemis был отобран в южной котловине оз. Байкал в точке с координатами 5147 ,51 с.ш.; 10529 ,14 в.д., глубина воды 1428 м (точка СВ, рис. 3.2). Современные водоросли были отобраны с помощью сети «Джеди». Отбор донных отложений осуществлялся донной трубкой типа «Бентос» (рис. 3.3 а), позволяющей получать керны с ненарушенным верхним слоем осадка, и гравитационной трубой, снабженной пластиковым вкладышем (рис. 3.3 б), которая дает возможность отбирать керны длиной до 3 м.
В лабораторных условиях пластиковые вкладыши вскрывали, проводили первичное литологическое описание и опробование керна (шаг опробования 1 см). В полученных образцах определяли содержание глины, алеврита, песка и диатомовых, а также вид и размеры створок, содержание биогенного кремнезема (Si026Ho), общего органического углерода (Сорг).
Определение общего органического углерода в осадках, как указывалось в гл. 2, проводилось по методу И.В. Тюрина (Аринушкина, 1970).
Определение содержания биогенного кремнезема в донных отложениях проводилось согласно методу Мортлока, путем экстракции Si026Ho из осадка раствором карбоната натрия с последующей колориметрией синего кремний-молибдатного комплекса (Mortlock et al., 1989).
Возрастная модель исследуемых кернов
На изотопных кривых (рис. 3.9, ЗЛО) наиболее высокие значения 5180 (24-26%о) наблюдаются в интервалах 5-8 см (колонка 10GC-1) и 16-18 см (колонка 17GC-1), что может соответствовать температурному оптимуму голоцена, который, согласно мнению Е.Б. Карабанова (A new, 2000), в байкальском регионе приходится не на атлантический период (5-8 тыс. лет), как в Европе, а на суббореальный (2,5-5 тыс. лет назад).
Изотопный состав кислорода створок диатомовых водорослей также как и содержание биогенного кремнезема в осадке четко фиксирует плейстоцен-голоценовую границу (интервал 50-60 см в колонке 10GC-1, 90-100 см в керне 17GC-1), которая, согласно нашим данным, характеризуется значительным (5-6%о) увеличением значений б О.
Следует отметить, что увеличение значений 5 О льда в покровных гренландских ледниках при переходе от последнего оледенения к голоцену также составляет около 6%о (рис. 1.4 гл. 1). Это свидетельствует о том, что байкальская изотопно-кислородная запись, так же как и изотопно-кислородные профили двух скважин, пробуренных в Гренландии, отражает глобальные климатические изменения.
Согласно принятой нами возрастной модели (п. 3.1.4.), кроме голоцена (МИС-1) керн 17GC-1 с Малого моря охватывает сартанское оледенение (МИС-2) и каргинский интерстадиал (МИС-3). На кривой распределения 8 О в керне 17GC-1 (рис. 3.10) отчетливо выделяется интервал 90-160 см с низкими (20,0-21,4%о) значениями 5 О, который соответствует сартанской стадии позднеплейстоценового оледенения (МИС-2). В интервале 179-250 см наблюдается область повышенных (24,1-26,3%о) значений 5 О, соответствующая каргинскому интерстадиалу (МИС-3).
Согласно мнению С.А. Архипова (Arkhipov, 1984) в Западной Сибири каргинский интерстадиал характеризуется тремя теплыми и двумя холодными периодами. Поскольку возраст осадков колонки 17GC-1 не превышает 40 тыс. лет (см. п. 3.1.4), мы фиксируем (рис. 3.10) два эпиюда кратковременных похолоданий и лишь два следующих за ними потепления: на участках 265-250 см и 220-211 см наблюдается снижение значений 880 с 24,5 до 21,6%о И С 25,2 до 23,6%о, соответственно, и последующее их повышение до 25,7%о и до 26,3%о, соответственно.
Авторы работы (Application, 2001) отмечают, что каргинский интерстадиал был несколько холоднее, чем голоцен. В статье (Filtering, 1991) указывают, что климат 24-59 тыс. лет назад был близок к современному или даже более теплым. Величины 5180 в керне 17GC-1 (рис. 3.10) показывают, что климатические условия каргинского интерстадиала (МИС-3), в том числе и температурный режим, были близки к таковым в голоцене (МИС-1). Это подтверждается и статистическим анализом полученных данных.
Как было показано выше, изотопный состав кислорода створок диатомовых водорослей определяется двумя основными факторами: температурой и изотопным составом воды, в равновесии с которой они образуются (Labeyrie, 1974; Leng et al., 2004).
Согласно уравнению Л. Лабейре (Labeyrie, 1974): tC = 5-4,1(5I8OSIO2-5I8OH2O-40) (3.1), с ростом температуры воды при неизменном изотопном составе ее кислорода происходит уменьшение значений 5180 створок.
Однако проведенные нами исследования показали, что, наоборот, в теплые периоды значения 5 Os,o2 оз. Байкал повышаются, а в холодные -понижаются. Подобный характер изменения величин 8180 диатомовых водорослей наблюдается в озерах Аляски и Швеции (Ни et al., 2003; Holocene, 2001). На наш взгляд для Байкала, это связано с тем, что основная масса байкальских диатомовых водорослей развивается подо льдом (Галазий, 1984; Поповская и др., 2002), практически в «термостате», при температуре воды, не превышающей 3С (Турбулентное, 1999; Поповская и др., 2002). Логично предположить, что в теплые и холодные периоды температура воды подо льдом, при которой развивались байкальские диатомеи, оставалась одинаковой. Это означает, что вариации 5 О в створках ископаемых байкальских диатомеи зависят не от температуры воды.
Таким образом, основное влияние на величину 8 О байкальских диатомеи оказывает изотопный состав воды, в которой происходили развитие и рост диатомовых.
Изотопный состав воды Байкала определяется целым рядом параметров, таких как изотопный состав речного притока, изотопный состав влаги, выпавшей на водную поверхность, изотопный состав воды, поступающей в озеро в периоды таяния снега и льда и др. Кроме того, при определении изотопного состава воды следует учитывать процессы конденсации и испарения с поверхности озера. Сейчас трудно сказать, какой из параметров является определяющим.
Существует мнение (Late, 2005), что изотопный состав байкальской воды, и, следовательно, диатомеи, в основном определяется вариациями вкладов изотопного состава атмосферных осадков и изотопного состава воды, приносимого реками.
Учитывая заметную разницу в изотопном составе рек, впадающих в Байкал с севера (-21,8% - -19,896о) и юга (-17,4%о - -15,8%о) (Seal et al., 1998), нельзя исключить, что изменения изотопного состава кислорода в байкальской воде были обусловлены сменой гидрологического режима. Высказывалось, в частности, предположение (Late, 2005), что обеднение створок 80 во время оледенения связано с увеличением стока северных рек (прежде всего, Верхней Ангары) и значительным снижением стока р. Селенги - главного притока, впадающего в Байкал с юга, поставляющего почти половину всей речной воды (Вотинцев, 1961; Грачев, 2002). Изотопный состав кислорода воды р. Селенги составляет -15,2%о - -12,8%о (Late, 2005). Не исключая возможности некоторой гидрологической перестройки, мы полагаем, однако, что этот фактор не может быть определяющим, поскольку разница в изотопном составе кислорода байкальских диатомей из холодных и теплых горизонтов (5-6%о) сопоставима с той, которая установлена между последним оледенением и голоценом на других континентах (табл. 3.1). Вероятно, эта величина является общим параметром, характеризующим глобальное изменение температуры атмосферы при переходе от холодного периода к теплому. ведет к уменьшению значений 5 Оыог Изотопный состав кислорода атмосферных осадков меняется в зависимости от широты и высоты над уровнем моря (Фор, 1989; Васильчук и др., 2000). В средних и высоких широтах в атмосферных осадках Европы и Северной Атлантики значения 8180 уменьшаются при движении с юга на север и характеризуются градиентом Аоя+0,7%о/С: увеличение температуры воздуха ведет к увеличению значений 5 О атмосферных осадков (Dansgaard, 1964). Близкая зависимость от среднегодовых и летних температур установлена для колебаний 8 О в атмосферных осадках Сибири (Nikolaev et al., 1995). Изотопный состав воды меняется в зависимости от климата, и именно этот фактор является определяющим (Leng et al., 2006).
Теоретически, для оценки суммарной зависимости величин 5 О створок от среднегодовых температур можно использовать градиент: Ас = Ак + А„ « +0,5%о/С (Leng et al., 2004). В этом случае среднее увеличение температур в бассейне оз. Байкал за последние 15-18 тыс. лет может быть оценено в 8С, а максимальное в 15С. Следует, однако, учитывать, что основная масса диатомовых водорослей, как упоминалось выше, развивается на Байкале в подледный период. Не исключено, что температура цветения в холодные и теплые периоды оставалась постоянной, вследствие чего суммарный эффект Ас = А0 « +0,7%о/С, и, соответственно, среднее потепление в голоцене по сравнению с пиком оледенения можно оценить в 5-6С, а максимальное в 8-10С.
