Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Факторы окружающей среды, обуславливающие современные ледовые условия Охотского моря 10
1.1. Физико-географический очерк 10
1.1.1. Основные элементы морфометргш и рельеф дна 12
1.1.2. Гидрологические характеристики 15
1.1.3. Атмосферная циркуляция и метеорологические условия 21
1.2. Особенности развития ледяного покрова Охотского моря 26
1.2.1. Ледовые условия 26
1.2.2. Изменчивость ледовых условий Охотского моря 29
Глава 2. Современное осадкообразование и литостратиграфия позднечетвертичных отложений Охотского моря 34
2.1. Современное осадкообразование 34
2.1.1. Поступление осадочного материала 34
2.1.2. Роль морского льда в осадкообразовании в Охотском море 39
2.1.3. Распространение осадочного материала 48
2.2. Литостратиграфия позднечетвертичного отложений 50
2.2.1. История изучения литологии и стратиграфии позднечетвертичных отложений 50
2.2.2. Современные представления о литостратиграфии позднечетвертичных отложений центральной области Охотского моря 55
Глава 3. Материалы и методы исследования 60
3.1. Используемый материал и его первичное исследование 60
3.1.1. Общие сведения об используемом материале 60
3.1.2. Судовые исследования колонок донных осадков 62
3.2. Изучение материала ледового разноса 63
3.2.1. Материал ледового разноса 63
3.2.2. Выбор размерности фракции МЛР 63
3.2.3. Анализ содержания МЛР 68
3.2.4. Использование определения концентрации МЛР, выраженной через процент веса фракций 0,063-2 мм и 0,15-2 мм, как экспресс метода 70
3.3. Потоки МЛР 71
3.4. Реконструкция ледовых условий Охотского моря на основании метода САМЛР 77
3.4.1. Принципы реконструкции ледовых условий 77
3.4.2. Проверка полученных данных 78
Глава 4. Связь изменений ледовых условий Охотского моря с циклами колебания климата орбитального и тысячелетнего масштабов 81
4.1. Изменения ледовых условий за последние 189 тыс. лет (последние шесть изотопно-кислородных стадий) 81
4.1.1. Изотопно-кислородная стадия 1.1 81
4.1.2. Изотопно-кислородная стадия 1.2 83
4.1.3. Изотопно-кислородная стадия 2 86
4.1.4. Изотопно-кислородная стадия 3 89
4.1.4. Изотопно-кислородная стадия 4 91
4.1.6. Изотопно-кислородная стадия 5.a-5.d 94
4.1.7. Изотопно-кислородная стадия 5.е 97
4.1.8. Изотопно-кислородная стадия 6 99
4.2. Ледовые условия Охотского моря во время перехода от максимума последнего оледенения к голоцену и в голоцене 101
4.3. Связь ледовых условий Охотского моря с колебаниями климата тысячелетнего масштаба 108
Заключение 120
Литература 123
Приложение 140
- Гидрологические характеристики
- История изучения литологии и стратиграфии позднечетвертичных отложений
- Изотопно-кислородная стадия 2
- Связь ледовых условий Охотского моря с колебаниями климата тысячелетнего масштаба
Введение к работе
Актуальность исследования
Исследование Охотского моря играет важную роль в понимании климатических изменений происходящих в Дальневосточном регионе и в определении тенденций их развития. Ледяной покров Охотского моря является важным звеном механизма взаимодействия атмосферы и моря, неотъемлемой составляющей гидрологического режима не только самого моря, но и северо-западной части Тихого океана. Изучение изменений ледовых условий Охотского моря во времени, выявление прямых и обратных связей между ними, атмосферной циркуляцией и гидрологическим режимом северотихоокеанского региона является ключевым для понимания как региональной, так и глобальной климатической системы (Talley, 1991; Хен, 1997; Keigwin, 1998; Глебова, 2002, 2006; Горбаренко и др.., 2003; и др.).
Таким образом, изучение ледовых условий Охотского моря - одного из ключевых звеньев в региональной климатической системе и гидрологическом режиме моря и северозападного сектора Тихого океана является составной частью фундаментальной задачи изучения глобальных изменений климата.
Изучение ледяного покрова Охотского моря необходимо для построения климатических прогнозов на будущее для всего Дальневосточного региона. Для решения этой задачи и использования этого решения на практике знаний о настоящих условиях среды и её недавнем прошлом не достаточно. Необходимо как можно глубже понять изменения и колебания климата региона, происходившие на протяжении последних десятков и сотен тысяч лет. Соответственно, необходимо более полное понимание изменений и колебаний состояния ледяного покрова Охотского моря в прошлом.
Объект исследования: Охотское море.
Предмет исследование: ледовые условия Охотского моря в позднем плейстоцене - голоцене.
Цель и задачи исследования
Цель работы - реконструировать изменения состояния ледяного покрова Охотского моря в позднечетвертичное время и проследить их взаимосвязь с глобальными и региональными колебаниями климата орбитального и тысячелетнего масштаба, основываясь на изучении ледовой седиментации.
Для достижения поставленной цели были определены две основные задачи: выбор метода анализа ледовых условий Охотского моря в прошлом; проведение оценки ледовых палеоусловий Охотского моря при изменениях климата орбитального и тысячелетнего масштабов. Для конкретизации и упрощения решения основные задачи были разделены на ряд частных задач:
-
Выбрать метод реконструкции ледовых условий Охотского моря для позднего плейстоцена и голоцена на основе исследования глубоководных морских осадков и провести проверку полученных им данных.
-
Определить концентрацию материала ледового разноса (МЛР) в донных осадках 17 колонок.
-
Рассчитать скорость аккумуляции материала ледового разноса исходя из данных по концентрации, скорости седиментации и плотности донного осадка.
-
Составить картосхемы распределения скоростей аккумуляции МЛР по акватории Охотского моря для 8 временных интервалов, включающих 6 изотопно- кислородных стадий (ИКС).
-
Провести оценку влияния орбитальных циклов изменения климата на ледовые условия Охотского моря за последние 190 тысяч лет, включающих ИКС 1-6.
-
Рассмотреть изменения ледовых условий Охотского моря при переходе от максимума последнего оледенения к голоцену.
7) Оценить реакцию ледовых условий Охотского моря на тысячелетние осцилляции климата.
Научная новизна и результаты работы
Обосновано применение анализа скоростей аккумуляции МЛР (число терригенных зёрен в осадке, накопившихся за тысячу лет на единице площади) для реконструкции ледовых условий Охотского моря.
Для шести последних ИКС (последние 189 тыс. лет) были проведены реконструкции ледовых условий в глубоководной области Охотского моря по 8 временным срезам (189130, 130-117, 117-74, 74-59, 59-28, 28-14,7, 14,7-6 и 6-0 тыс. лет назад). Для периода 189-28 тыс. лет назад данные реконструкции выполнены впервые, а имеющиеся данные для последних 28 тыс. лет были существенно дополнены и уточнены.
Вышеозначенные реконструкции носят площадной характер и выполнены на большом фактическом материале (16 колонок донных осадков). Они позволили достоверно показать взаимосвязь изменений ледяного покрова Охотского моря с колебаниями климата орбитального масштаба. В частности, было установлено, что даже во время наиболее холодных периодов в изученном регионе моря не существовало круглогодичного ледяного покрова, а ледовые условия во время ИКС 3 (59-28 тыс. лет назад) имели промежуточный характер между холодными и тёплыми ИКС.
Был детально рассмотрен характер изменения ледовых условий Охотского моря при переходе от максимума последнего оледенения к голоцену. Предложен механизм реакции ледовых условий Охотского моря на колебания климата тысячелетнего масштаба.
Теоретическая и практическая значимость работы
Приведённые в данной работе результаты вносят вклад в фундаментальные знания о палеосреде Охотского моря, Дальневосточного региона и северной части Тихого океана. Полученные результаты могут стать основой для дальнейшего более глубокого и детального изучения изменения палеоусловий Охотского моря. Они могут быть использованы при построении палеоокеанологических и палеогеографических реконструкций Дальневосточного региона и северной части Тихого океана.
Результаты данной работы могут быть применены при моделировании климатических изменений в будущем.
Защищаемые положения:
-
-
Методика анализа скоростей аккумуляции МЛР достоверно отражает интенсивность формирования и характер распространения морского льда по акватории Охотского моря в прошлом.
-
За последние 189 тыс. лет интенсивность формирования льда и его распространение по акватории Охотского моря изменялись в соответствии с орбитальными вариациями глобального климата, увеличиваясь в холодные ИКС (максимум отмечается в ИКС 2) и уменьшаясь в тёплые (минимум - во время ИКС 5е).
-
Изменения ледовых условий при тысячелетних колебаниях климата в Охотском море проявляются неоднозначно, что обусловлено сложным характером ледовой седиментации. В восточной части моря изменения ледовых условий проявляются наиболее отчётливо, что связано с изменением интенсивности полярной циркуляции атмосферы и её влиянии на формирование морского льда в восточной части моря.
Фактический материал и личный вклад автора
Автор данной работы принимал участие в одной из научных экспедиций (НИС «Mirai», 2006 г.), в ходе которой был получен исходный материал. Активно участвовал в пробоотборе образцов донных осадков и последующей аналитической обработке исследуемого материала. Им был осуществлён подсчёт MJIP в колонках LV28-34-2, LV28- 42-5, LV28-44-4 и MD01-2415 (1 154 определений из 3 401 анализируемых) и анализ компонентного состава для колонки LV28-42-5 (65 определений). Автором, в составе руководимых им групп, выполнено определение относительной влажности осадка (961 определений) и анализ весового процента фракции 0,063-2 мм (931 определение) для колонки MR06-04 PC-07R.
Все расчёты сделаны автором лично. Интерпретация полученных результатов выполнялась автором, либо при непосредственном его участии.
Апробация работы
Материалы диссертации были представлены на российских и международных совещаниях, симпозиумах и конференциях, в том числе: на пятом российско-германском симпозиуме «Russian-German Cooperation in the Okhotsk Sea - Kurile Island Arc System» (r. Владивосток, 2004 г.); VII международном междисциплинарном научном симпозиуме IGCP-476 «Regularities of the structure and evolution of geospheres» (г. Владивосток, 2005 г.); 21, 22 и 23 международных симпозиумах «The Okhotsk Sea & sea ice» (г. Момбецу, Япония, 2006, 2007 и 2008 гг., соответственно); XVII международной научной конференции (школе) по морской геологии «Геология морей и океанов» (г. Москва, 2007); семинаре Геофизической обсерватории «Борок» (г. Борок, 2007 г.); 3 и 4 конференциях молодых учёных ТОИ ДВО РАН «Океанологические исследования» (г. Владивосток, 2008, 2009 гг., соответственно); 2 региональной конференции молодых учёных «Современные проблемы геологии, геохимии и геоэкологии Дальнего Востока России» (г. Владивосток, 2008 г.); международной научной конференции, посвящённой 100-летию со дня рождения Д.Г. Панова «Геология, география и экология океана» (г. Ростов-на-Дону, 2009 г.); международной научной конференции «Environment Development of East Asia in Pleistocene - Holocene (boundaries, factors, stage of human mastering)» (г. Владивосток, 2009 г.); 1 и 2 китайско-российском симпозиуме по морским наукам «Marine Environment and Resources in 21st Century» (г. Циндао, КНР, 2009 г., г. Владивосток, 2012 г. соответственно); XI молодёжной конференции с элементами научной школы «Географические и геоэкологические исследования на Дальнем Востоке» (г. Владивосток, 2012 г.); международной конференции «Regional environmental response to global change: North-Eastern and Central Asia» (г. Иркутск, 2012 г.).
Публикация результатов
Результаты работы представлены в 28 публикациях, из которых 1 опубликована в коллективной монографии, 6 - в российских и международных научных журналах, включённых в перечень ВАК и систему цитирования «Web of Science», и 21 - в материалах, трудах и тезисах докладов российских и международных конференций, симпозиумов и школ.
Благодарности
Автор работы выражает глубокую и искрению благодарность за неоценимую помощь и понимание своему научному руководителю д.г.-м.н. С.А. Горбаренко. Диссертант выражает признательность за ценные совет и поддержку на всех этапах выполнения работы сотрудникам лаборатории палеоокеанологии: к.г.-м.н. А.В. Артёмовой, к.г.н. А.А. Босину, Т.Э. Варнело, Т.В. Матюниной, О.Ю. Пшенёвой, М.П. Савенко, С.И. Тороповой, Е.А. Янченко. Автор глубоко признателен д.г.-м.н. А.Н. Деркачёву, д.г.-м.н. Л.А. Изосову, к.г.н. Л.И. Мезенцевой, д.г.н. В.В. Плотникову, М.С. Обрезковой и Л.Н. Василенко за критические замечания и консультации.
Структура и объем диссертации
Диссертация изложена на 148 страницах, состоит из введения, 4 глав, заключения, списка литературы (159 источника, в том числе 107 на русском и 52 на английском языке), приложения и иллюстрирована в тексте 20 рисунком и 5 таблицами.
Исследования были выполнены при финансовой поддержке ФЦП «Мировой океан», грантов РФФИ № 06-05-915576 ЯФ-а, № 07-05-00655-а, № 10-05-00160-а, грантов ДВО РАН № 12-Ш-В-07-П8, 13-Ш-В-07-136.
Гидрологические характеристики
Водообмен с Тихим океаном осуществляется через многочисленные довольно глубоководные проливы между Курильскими о-вами, общая ширина которых составляет 491,3 км. Самые глубокие из них - проливы Буссоль и Крузенштерна (рис. 1.2) имеют среднюю глубшгу 1 006 м и 709 м при максимальной глубине 2 318 м и 1920 м соответственно (Удинцев, 1957).
С Японским морем водообмен происходит через не широкие, мелководные проливы. Ширина пролива Невельского между материком и о. Сахалин (рис. 1.2) составляет всего 7,8 км, при глубине около 20 м. Ширина пролива Лаперуза между о. Сахалин и о. Хоккайдо (рис. 1.2) около 40 км, а наибольшая глубина равна 53 м (Удинцев, 1957).
Сравнение суммарных площадей поперечных сечений проливов между Охотским и Японским морями и проливов между Охотским морем и Тихим океаном, равных 1,66 км" и 193,53 км" соответственно, указывает на существенно меньшую возможность водообмена между Охотским и Японским морями, чем между Охотским морем и Тихим океаном. Следует отметить, что разница между глубиной дна пролива Буссоль и дна Курильской котловины составляет около 1 000 м. Таким образом, Курильские о-ва являются порогом, отделяющим Охотское море от Тихого океана (Удинцев, 1957) и препятствующим водообмену между ними глубже 2 318 м.
Приливы в Охотском море по характеру и величине разнообразны и сложны (Добровольский, Залогин, 1965, 1982; Супранович, 1998). Т.И. Супранович (1998) указывает на присутствие в Охотском море следующих типов приливов и их разновидностей: суточные, неправильные суточные, полусуточные и неправильные полусуточные. Картосхема распределения характера приливов, приведённая Т.И. Супранович, свидетельствует о преобладании на акватории моря неправильных суточных и неправильных полусуточных типов приливов. Приливная волна заходит в Охотское море на юге. В направлении на север величина приливов постепенно растёт. Доходя до линии, проходящей от 53 с.ш. у побережья п-ова Камчатка на востоке до п-ова Шмидта на западе, приливная волна разворачивается на северо-восток и северо-запад. Южнее этой границы на акватории моря нигде не отмечаются приливы высотой более 3 м, минимальные значения высоты приливов ( 1 м) отмечаются у северо-западного побережья о. Хоккайдо, вдоль юго-восточного и посточного побережья о. Сахалина и к северу от него. Напротив, в северо-восточном и западном направлении от данной линии, происходит существенное, довольно быстрое на западе и постепенное на северо-востоке, увеличение высоты приливов. Соответственно отмечаются максимальные значения высоты приливов для акватории Охотского моря: на крайнем западе в районе Тугурского залива (10,1 м) и Удской губы (9,7 м), на крайнем северо-востоке в районе побережья п-ова Камчатка перед зауженной частью Пенжинской губы (13,9 м) (Суираиович, 1998). В Пенжинской губе наблюдаются наибольшие приливы для всего побережья бывшего СССР (Добровольский, Залогин, 1965, 1982) и самые высокие в мире неправильные суточные приливы (Супранович, 1998).
Циркуляция вод. Общую схему движения водных масс Охотского моря можно представить как циклоническую систему течений, охватывающую почти всю его акваторию. На юго-западе Охотского моря берёт свое начало Западно-Камчатское течение, которое формирует поступающие через проливы между северными и, отчасти, центральными Курильскими островами тихоокеанские водные массы. Приблизительно на 54 с.ш. оно разветвляется, одна ветвь откланяется на северо-запад, образуя Срединное течение, другая следует в залив Шелихова. Здесь эта ветвь Западно-Камчатского течения участвует в формировании Пенжипского течения. Пенжинское течение входит в группу последовательно сменяющих друг друга течений, следующих вдоль северного побережья с востока на запад. В эту группу также входят Ямское и Северо-Охотское течения. У Шантарских о-вов Севсро-Охотское течение поворачивает на восток, образуя Северо-Охотское противотечение. Это противотечение севернее Сахалина сливается с Амурским течением, двигающимся из района Амурского лимана на север и северо-запад. При этом они формируют Восточно-Сахалинское течение, которое следует па юг вдоль вое і очного побережья о. Сахалин. Восточнее м. Терпения Восточно-Сахалинское течение раздваивается. Восточная его ветвь следует на восток, юго-восток и участвует в формировании Северо-Восточного течения. Это течение движется вдоль Курильских о-вов на северо-восток до центральных проливов Курильской гряды. Здесь часть его вод сливается с водами, поступающими из Тихого океана, часть выходит из Охотского моря, а часть поворачивает на юго-запад. Воды другой ветви Восточно-Сахалинского течения следуют на юг, где сливаются с поступающими через пролив Лаперуза водами течения Соя, а затем через южные проливы Курильской гряды покидают Охотское море. Так же следует отметить Восточно-Сахалинское противотечение, следующее мористее Восточно-Сахалинского течения на северо-запад, и компенсационное Камчатское противотечение, идущее вдоль западного побережья п-ова Камчатки на юг. Эту схему циркуляции водных масс осложняет наличие устойчивых антицнклоиических и циклонических круговоротов (Добровольский, Залогин, 1965, 1982; Морошкии, 1966; Чернявский, 1981; Чернявский и др., 1993; Лучин, 1998) (рис. 1.3).
Многие исследователи (Леонов, 1959, 1960; Добровольский, Залогин, 1965, 1982; Морошкии, 1966; Чернявский, 1981) полагали, что основной причиной циклонической циркуляции водных масс является характер атмосферной циркуляции, преобладающей над морем и северной частью Тихого океана. При этом К.В. Морошкии отмечает, что качественные характеристики, выделенных им замкнутых циркуляции «...несомненно, обусловлены рельефом дна ... и согласуются с теоретическими предпосылками о влиянии подводного рельефа на течения...» (Морошкин, 1966, стр. 5-6). В свою очередь, В.Ф. Козлов (1972) и В.Ы. Зырянов (1977), на численных прогностических моделях показали, что в формировании интегральной циркуляции вод главную роль играют рельеф дна и бароклинпости, а ветровое поле - второстепенную.
Водные массы. При рассмотрении вертикальной структуры вод Охотского моря, К.В. Морошкиным (1966) было выделено пять типов водных масс: поверхностная водная масса, охотоморская водная масса, промежуточная водная масса, глубинная тихоокеанская водная масса и водная масса Южной котловины (согласно принятой в настоящее время топонимике рельефа дна Охотского моря, правильное название этой котловины - Курильская котловина) . Как указывает К.В. Морошкин вторая и третья из них относятся к основным морским водным массам Охотского моря, последние две - к вторичным морским водным массам, точнее, являются характерными слоями в структуре его вод. К последней группе К.В. Морошкин также отнёс и поверхностную водную массу. В связи с существенным влиянием ледяного покрова на формирование трёх первых водных масс (Чернявский, 1984. 1992 а, 1992 б; Гладышев, 1998; Фигуркин, 2011; Kitani, 1973; Alfultis, Martin., 1987) рассмотрим их более подробно.
Согласно описанию К.В. Морошкина (1966), поверхностная водная масса имеет три сезонные модификации: весеннюю, летнюю и осеннюю. Её характеризует температура 2,5 С и солёность 32,5%о. Нижняя граница этой водной массы располагается на глубине в среднем 15-30 м (до 40 м в Курильской котловине). По существу, поверхностная водная масса представляет собой слой ветрового перемешивания, образующийся при весеннем прогреве и распеснении, обусловленном таянием льда. В зимний период, когда развита вертикальная циркуляция, она становиться однородной с нижележащим слоем охотоморской водной массы.
История изучения литологии и стратиграфии позднечетвертичных отложений
Изучение колонок донных осадков позволило провести первые работы по стратиграфическому расчленению верхнечетвертичных осадков. Такое деление на основании диатомовых и спорово-пыльцевых комплексов было проведено А.П. Жузе и Е.В. Кореневой (1959). Так, по характеру изменения соотношения видов в этих комплексах, для глубоководной части Охотского моря было выделено 5 горизонтов, соответствующих разным климатическим периодам: I горизонт отвечает послсднеіі межледниковой эпохе, II — эпохе последнего оледенения, III - межледниковой эпохе, IV - эпохе предпоследнего оледенения, V - межледниковой эпохе. Для этих горизонтов представлена не только характеристика диатомовых и спорово-пыльцевых комплексов, но и краткое литологическое описание.
На основе изучения колонок донных осадков Охотского моря, П.Л. Безруков (1960) определил верхний горизонт донных осадков, представленный диатомовыми илами. как отложения послеледникового времени (голоцена), а нижележащий горизонт, как отложения плейстоцена. Граница между этими горизонтами им была проведена по резкому убыванию содержания аутигенного кремнезёма. Была построена карта мощности верхнего горизонта донных осадков, представленного диатомовыми илами, которая охватывает большую часть дна моря. Кроме того, была составлена карта распространения и мощности поверхностного окисленного слоя илистых осадков.
Х.М. Саидова (1960) по результатам изучения комплексов фораминифер в колонок донных осадков провела стратиграфическое расчленение верхней осадочной толщи. Было выделено четыре горизонта. Первый горизонт, также как А.П. Жузе и Е.В. Коренева (1959), она отнесла к голоцену (изотопно-кислородная стадия (ИКС) 1) , второй - к вюрмскому, вископсинскому оледенению (ИКС 2 - ИКС 5.6) , грегий - рисс-вюрмскому, сангамонскому межледниковыо (ИКС 5.е) , четвёртый - к рисскому, иллинойскому оледенению (ИКС 6 - ИКС 8) . Установлено, что границы горизонтов, выделенные па основании изучения сообществ фораминифер, не совпадают с границами горизонтов, определённых ранее по диатомовому и споро-пыльцевому методам (Жузе, Коренева, 1959), и проходят значительно ниже. Также были приведены краткие сведения по литологии верхнечетвертичной осадочної! толщи.
Таким образом, к началу 60ыч гг. прошлого века была проведена огромная работа по изучению литологии, минералогии и геохимии поверхностных осадков Охотского моря, также были получены сведения по литологии верхнечетвертичпой осадочной толщи, выполнено её стратиграфическое расчленение. По нужно отметить, что, если исследования поверхностных осадков, в целом, представляли собой завершённую работу, то стратиграфическое расчленение верхнечетвертичной осадочной толщи являлись весьма спорными. Например, при изучении донных осадков колонки, полученной на станции 140, А.П. Жузе и Е.В. Кореневой (1959) было выделено пять полных горизонтов, соответствующих климатическим 3 периодам межледниковий и 2 периодам оледенений, а Х.М. Саидова (1960) выделила только четыре неполных, соответствующих 2 периодам межледниковий и 2 периодам оледенений. Неточность была допущена, как будет показано ниже, также при проведении П.Л. Безруковым (1960) границы между голоценовой и плейстоценовой осадочными толщами по резкому снижению содержания кремнезёма в донных осадках.
Следующий шаг в изучении литостратиграфии донных отложений связан с началом 70ых гг. прошлого века. В это время сотрудниками ТОЙ ДВО РАН и ИМГиГ ДВО РАН началось комплексное стратиграфическое исследование донных осадков Охотского моря с применением микропалеонтологического. радиоуглеродного, палеомагнитного и изотопного методов (Астахов и др., 1982, 1988). В работе А.С. Астахова с соавторами (Астахов и др., 1988) отмечается, что нижняя граница «кремнистого горизонта», выделяемого П.Л. Безруковым (1960) и связанного с обогащением донных осадков створками диатомей, не имеет для различных районов Охотского моря точной возрастной привязки. А.С. Астахов с соавторами (Астахов и др., 1988) описывают локальное увеличение содержания в донных осадках раковин форамииифер на границе поездного плейстоцена и голоцена как надёжный литостратиграфический уровень, также указывают на возможность определения этого литостратиграфического уровня по содержания карбоната кальция в осадках. На основе этих данных была составлена карта скоростей накопления осадков в Охотском море в голоцене. С конца 90ыч гг. прошлого века выходит серия статей А.С. Горбаренко (Горбарспко и др., 1998, 2000, 2007, 2008; Горбаренко, Соутон, 2001; Gorbarenko, 1996; Gorbarenko el al., 2002, 2004 a, b, 2007, 2010a, b, 2012), посвященная палеосреде Охотского моря и, в частности, стратиграфии поздиечетвертичных осадков. В этих работах детализируется голоценовая толща осадков. Так, литостратиграфический уровень с повышенным содержанием раковин форамипифер, отмечающий переход от плейстоценовых к голоцсновым осадкам (Астахов и др., 1988), разделён на два события: Терминацшо 1А северной Пацифики (Т1АСП) и Терминацию 1В северной Пацифики (Т1ВСП) (Горбаренко и др., 1998, Gorbarenko et al., 2002). Их радиоуглеродный возраст определён как 12 тыс. лет назад (ТІ АСП) и 9,5 тыс. лет назад (Т1ВСП). Между этими двумя событиями выделен горизонт с резким снижением содержания створок форамипифер и ростом значения 5 О, что указывает на сильное похолодание во время формирования этого горизонта. Это и нахождение данного горизонта между 12 и 9,5 тыс. лет назад позволили определить этот горизонт как климатическое событие поздний Дриас (Younger Dryas). В более поздних работах (Gorbarenko et al.. 2004а и др.) ТІ АСП соотнесена с климатическим событием Бёллинг-Аллерёда (14,7-12,7 календарных тыс. лет назад), а Т1ВСП - с началом голоцена (Пребореал, 11,4-10,4 календарных тыс. лет назад). Было показано, что резкое снижение содержания аутогенного кремнезёма, рапсе определённое как нижняя граница голоценовых осадков (Безруков, 1960), имеет возраст около 6 календарных тыс. лет назад (Горбаренко и др., 1998, Gorbarenko et al., 2002, 2004а, b, 2007, 2010b). Так же довольно подробно, с применением палеомагнитного и изотопного методов, тефрохронологии, была рассмотрена осадочная толща позднего плейстоцена, определены границы изотопно-кислородных стаднії и литологические параметры их характеризующие (Горбаренко и др., 2000, 2007, 2008; Горбаренко, Соутон, 2001; Gorbarenko, 1996; Gorbarenko et al., 2007, 2010a, 2012). Было установлено, что донные осадки, сформировавшиеся во время последнего межледниковья (ИКС 5.е), от донных отложений предпоследнего оледенения (ИКС 6) (также как и голоцен от последнего оледенения (ИКС 5.d - ИКС 2)), отделяет горизонт обогащенный карбонатом кальция (Горбаренко, Соутон, 2001; Gorbarenko et al., 2012). В самой ИКС 5.е отмечается высокое содержание аморфного кремнезёма, представленного створками диатомовых водорослей.
Важным элементом литостратиграфии поздненлейстоценовых отложений является изучение тефрохронологии. А.Н. Деркачёвым (Горбаренко и др., 2000; Gorbarenko et al., 2002; Derkachev et al., 2012) в осадках Охотского моря были определены маркирующие прослои вулканического пепла. На период последних 190 тыс. лет приходятся три из них: КО, TR, К2 с возрастом 7,8 (8,46 календарных тыс. лет), 8,0 и 26 (30,2-30,6 календарных тыс. лет) радиоуглеродных тыс. лет соответственно.
М.И. Малаховым (Малахов и др., 2007, 2009) проведены исследования палеомагннтных и петромагпитных параметров донных осадков, которые показали взаимосвязь между изменениями этих парамеїров с изменениями условий в ИКС. Изучение палеомагнитпых и петромагпитных парамеїров донных осадков предоставило надёжную хроностратиграфическую основу для изучения поздне- и средненлейстоценовой осадочной толщи (Горбаренко и др., 2008; Gorbarenko et al., 2010а, 2012).
Изотопно-кислородная стадия 2
Распределения САМЛР для ИКС 2 (28-14,7 тыс. лет назад - последний этап ледниковой эпохи позднеплейстоценового оледенения (Развитие..., 1993; Борисова, 2008, Палеоклиматы..., 2009)) представлены на рисунке 4.3. САМЛР в ИКС 2 существенно выше, чем во время ИКС 1.1. В центральной части моря эти значения различаются на два порядка, в юго-восточной части моря — на порядок (рис. 4.1, 4.3). Сопоставимые с позднеголоценовой САМЛР наблюдаются на северо-западе моря. В ИКС 2 максимальные значения САМЛР отмечаются на севере, западе, в центральной области и на юго-западе, а основная зона разгрузки МЛР, по-видимому, располагалась в центральной области моря.
Высокие САМЛР указывают па то, что в этот период формировались значительные объёмы льда, а так же на то, что лёд покрывал всю акваторию моря. В центральной части моря высокие САМЛР говорят о том, что существенная часть льда, загруженная у побережья МЛР, успевала достигнуть центральной части моря. Это значит, что лёд сохранялся длительное время в течение года. Вывод о распространении льда на всю акваторию моря и о продолжительности его экспозиции подтверждается данными по первичной продуктивности (Босин, 2009). Первичная продуктивность во время ИКС 2 на 2-3 порядка ниже, чем в ИКС 1.1, а наибольшие её значения приходятся на южную часть моря.
Высокие САМЛР также указывают на то, что в тёплое время года льды таяли. Вышесказанное противоречит выводу К. Шиги и И. Коидзуми (Shiga, Koizumi, 2000), сделанному на основании изучения диатомовых комплексов, о распространении во время ИКС 2 па большей части Охотского моря круглогодичных льдов. Лишь на северо-западе моря низкая САМЛР говорит, что у побережья в этой части моря существовал ледяной покров, который в какие-то периоды мог сохраняться круглый год.
Очертание изолиний САМЛР предполагает то, что во время ИКС 2 Срединное течение практически не оказывало влияния на характер дрейфа льда, и основной дрейф происходил в направлении от северного побережья в центральную область моря и далее на юг. Это предположение подтверждают данные минералогического анализа, указывающие, что во время ИКС 2 происходило увеличение поставки терригенного вещества крупноалевритовой размерности из районов северного побережья (Деркачёв и др., 2004).
Хорошо выраженная область САМЛР со значением 20 частицМЛР см хтыс. лет" х10" в западной части моря указывает на то, что Восточно 88 Сахалинское течение было одним из основных путей дрейфа льда на юг Охотского моря. При этом конфигурация изолиний САМЛР указывает на то, что Восточно-Сахалинское течение было несколько уже, чем в настоящее время, а наблюдаемый перепад значений САМЛР между станциями GE99-10-3 и LV28-2-4 (рис. 4.3) свидетельствует о том, что течение было более интенсивным. Последнее не подтверждает тезис об ослаблении Восточно-Сахалинского течения во время ИКС 2 (Горбаренко и др., 2003; Деркачёв и др., 2004), который был выдвинут для объяснения факта снижения доли минералов из Амуро-Сахалинской питающей провинции в крупноалевритовой фракции осадков центральной и южной частей Охотского моря во время ИКС 2 и ИКС 4. По мнению автора, объяснением этого факта могут служить две причины. Во-первых, в период ИКС 4 и, особенно, в ИКС 2, по причине аридизации климата бассейна р. Амур (Развитие..., 1993), существенно уменьшался его водный, а значит и твёрдый сток (Goldberg E.L. et al., 2005а, b). Во-вторых, смещению вод Восточно-Сахалинского течения на запад должны были препятствовать льды, дрейфующие из севера моря в его центральную область и заполняющие её.
Относительно низкие САМЛР в юго-восточной части моря (минимальные для ИКС 2) говорят о том, что в этот район моря поступали тихоокеанские воды, формировавшие довольно интенсивное Западно-Камчатское течение. По сравнению с ИКС 1.1, воды Западно-Камчатского течения проходили восточнее и двигались от северных проливов между Курильскими о-вами относительно прямолинейным потоком в направлении севера (рис. 4.1, 4.3). Данные предположения хорошо согласуются с результатами изучения комплексов бентосных фораминифер в донных осадках центральной и восточной частей моря (Басов и др., 2000). Интенсивное Западно-Камчатское течение могло служить преградой для распространения припайного льда от восточного побережья на запад. Также низкие САМЛР в этой части моря, вероятно, связаны с тем, что в довольно холодных водах этого района (данные по планктонным фораминиферам указывают на то, что в период с ИКС 5.d по ИКС 2 температура вод в этом районе моря ощутимо снижалась (Бараш и др., 2005)) формировались «чистые» льды (не несущего МЛР), которые могли создавать определённую преграду для распространения льда от побережья Камчатки в западном направлении.
Таким образом, характер дрейфа льда (из района севера в центральную область и далее на юг), интенсивность формирования и распространение льда, а также продолжительность его экспозиции указывают на крайне суровые ледовые условия для Охотского моря во время ИКС 2. Следовательно, на протяжении ИКС 2 господствовали атмосферные процессы, сходные с наблюдаемыми во время современных суровых зим. В определённой степени это подтверждает выполненное Дж.Э. Куцбачём с коллегами моделирование атмосферных процессов для января 18 тыс. лет назад (Kutzbach J.E. et al_, 1993). Результаты моделирования показывают, что 18 тыс. лег назад зимой зона повышенных барических градиентов между алеутским минимумом и азиатским максимумом располагалась над Охотским морем. Данные центры действия атмосферы также были значительно более развиты, чем в настоящее время, а, следовательно, значения барических градиентов между ними превосходили современные.
Следствием образования больших объёмов льда должно было стать интенсивное формирование плотных шельфовых вод на северном шельфе Охотского моря. В результате чего происходило усиление вентиляции промежуточных водных масс Охотского моря и северо-запада Тихого океана. На усиление вентиляции промежуточных водных масс северо-западной части Тихого океана во время ИКС 2 так же указывают данные Т.Д. Хусид с соавторами (2005) и Л.Д. Кейвинга (Keigwin L.D., 1998).
Связь ледовых условий Охотского моря с колебаниями климата тысячелетнего масштаба
Для определения связи изменений ледовых условий Охотского моря с колебаниями климата тысячелетнего масштаба будут рассмотрены изменения концентрации МЛР по длине трёх колонок донных осадков LV28-40-5, MR06-04 PC-07R и LV28-44-4, образующих субширотный разрез через центральную область моря (рис. 4.11). Концентрации МЛР для колонок LV28-40-5 и LV28-44-4 определялись как число терригенных зёрен во фракции 0,15-2 мм приведённое к весу сухого осадка. Для колонки MR06-04 PC-07R она определялась как весовой процент фракции 0,063-2 мм в сухом осадке. Для этих трёх колонок были построены детальные возрастные модели (Горбаренко и др., 2008; Gorbarcnko et al., 2007, 2010а, b; Vasilenko et al., 2012), позволяющие проследить кратковременные изменения индикатора ледовых условии моря.
Наличие высокоразрешающих возрастных моделей у рассматриваемых колонок позволяет провести их корреляцию со стандартными шкалами, отображающими глобальные краткопсриодичные колебания климата . Для сопоставления, нами были выбраны стандартная международная кривая изменения 5 80 в керне льда Гренландии на шкале GICC05 (Svensson et al., 2006) и кривая изменения индекса полярной циркуляции северного полушария (Mayewski et al., 1997) (рис. 4.12). Кривая изменения 5 О льда Гренландии позволяет отслеживать такие краткопериодичные изменения климата, как Дансгаар-Ошгер циклы (Dansgaard-Oeschger oscillations). Они описаны В. Дансгааром с соавторами (Dansgaard et al., 1993) и характеризуются в северном полушарии резким потеплением сменяемым постепенным похолоданием. Резкие потепления во время этих циклов определяются как интерстадиалы, а холодные этапы - как стадиалы (Bond et al, 1993, 1997). С наиболее холодными стадиалами отождествляют Гейнрич-события северной Атлантики (Bond et al., 1993). Гейнрич-события (Heinrich events) представляют собой эпизоды накопления прослоев грубозернистого материал в донных осадках северной Атлантики. Г Гейнрич (Heinrich, 1988) определил, что эти эпизоды явились следствием поставки грубозернистого материала большим количеством айсбергов, образовывавшимся при разрушении Скандинавского ледникового щита. Выброс большого количества айсбергов приводил к распреснению вод северной Атлантики и кривой изменения 5 О в керне льда Гренландии (Svensson et al., 2006) и кривой изменения индексом полярой циркуляции атмосферы (PCI, Mayewski et al., 1997). МЛР для колонок LV28-40-5 и LV28-44-4 определён как число зёрен во фракции 0,15-2 мм в сухом осадке [числеМЛР1г], для колонки MR06 04 PC-07R как процент веса фракции 0,063-2 мм от веса сухого осадка [%].
Сплошные линии обозначают границы ИКС. Пунктирные линии обозначают интерстадиалы. ПД/ПБ - граница позднего Дриаса и пребореала. Цифры, приведённые в первом столбце с лева, обозначают номера интерстадиалов согласно с И.В. Вольффом (Wolff et al., 2010). Полосами серого цвета обозначены наиболее холодные стадиалы. ПД - поздний Дриас. Буквы «Н» (Гейнрич-события) и «С» (холодные события) с индексами во втором столбце с лева обозначают номера этих стадиалов согласно С.А. Горбаренко (Горбаренко и др., 2007). Полосами голубого цвета выделены периоды усиления интенсивности полярной циркуляции атмосферы, буквы «PCI» с индексом во втором слева столбце обозначают номера этих событий. нарушению термохалинной циркуляции этого региона, следствием чего становились сильные глобальные похолодания климата (Bond et al., 1993). Сравнение кривой изменения 6 0 в керне льда Гренландии с кривой вариаций индекса полярной циркуляции показывает, что со стадиалами также связано усиления полярной циркуляции северного полушария (Mayewski et al., 1997) (рис. 4.12). Таким образом, у нас появляется возможность рассмотреть изменение ледовых условий Охотского моря в сравнении с кратковременными глобальными колебаниями климата, входящими в Дансгаар-Ошгер цикл.
При рассмотрении изменения содержания МЛР (рис. 4.12) видно, что на протяжении последних 80 тыс. лет концентрация МЛР в колонках LV28-40-5 и MR06-04 PC-07R меняется согласно установленным ранее для орбитальных циклов закономерностям. Во время «холодных» ИКС 4 и ИКС 2 содержание МЛР в целом выше, чем в «тёплую» ИКС 3. Во время ИКС 2 в колонке MR06-04 PC-07R отметаются максимальные содержания МЛР, что хорошо согласуется с выводом о наиболее суровых ледовых условиях Охотского моря в этот этап позднеплейстоценового оледенения. Также это согласуется с выводом о том, что во время ИКС 2 основной дрейф льда был направлен от северного побережья в центральную и западную части моря (см. раздел 4.1.3). В находящейся западнее колонке LV28-40-5 содержание МЛР во время ИКС 4 несколько ниже, чем в ИКС 2, хотя в целом они отличаются не столь значительно, как содержание МЛР колонки MR06-04 PC-07R во время ИКС 4 и ИКС 2. Это также не противоречит выводу о крайней суровости ледовых условий в ИКС 2, и объясняется тем, что как во время ИКС 4, так и во время ИКС 2 западная часть моря являлась районом значительного сосредоточения льда. Изменение содержания МЛР в колонке LV28-44-4 выделяется своей необычностью. Минимальное содержание МЛР для этой колонки отмечается в ИКС 2, а максимальное в ИКС 3. Данные минералогического анализа крупноалевритовой фракции (Деркачёв и др., 2004) показывают, что, по крайней мере, на протяжении последних четырёх ИКС кластогенный материал поставлялся в район этой станции из Курило-Камчатской питающей провинции. Соответственно, можно говорить, что на протяжении всего этого периода дрейф льда осуществлялся сюда, преимущественно, от побережья западной Камчатки. Как уже отмечалось в разделе 4.1, по-видимому, во время «холодных» ИКС и, особенно, во время ИКС 2 этот дрейф нарушался в результате интенсификации и смещения Западно-Камчатского течения ближе к восточному побережью. Таким образом, можно отметить, что каждый район расположения станций имеет свои особенности ледовой седиментации, но эти особенности являются проявлением единого процесса формирования, развития, распространения и разрушения ледяного покрова Охотского моря.
Учитывая этот факт, перейдём непосредственно к рассмотрению связи вариаций содержания МЛР с кратковременными глобальными колебаниями климата. Сопоставление кривых, отражающих изменения окружающей среды в прошлом и изменения содержания МЛР (рис. 4.12), показывают, что в большинстве случаев (74%) интерстадиалы совпадают со снижением содержания МЛР. Связь между стадиалами и увеличением содержания МЛР не столь чёткая, тем не менее, она проявляется в 62% случаев. Следовательно, в целом для донных осадков Охотского моря характерно уменьшение содержание МЛР во время интсрстадиалов и увеличение - в стадиалы. Таким образом, можно говорить об общей тенденции снижения объёмы формирования льда в Охотском море во время интерстадиалов, и, наоборот, увеличение - в стадиалы.
Похожие диссертации на Реконструкция ледовых условий Охотского моря в позднем плейстоцене и голоцене : на основе анализа содержания материала ледового разноса
-
