Биостратиграфия позднеголоценовых донных осадков из северной части Чукотского моря
- Авторы: Вологина Е.Г.1, Кулагина Н.В.1, Черняева Г.П.1, Штурм М.2, Колесник А.Н.3
-
Учреждения:
- Институт земной коры СО РАН
- Швейцарский федеральный институт науки и технологии окружающей среды
- Тихоокеанский океанологический институт им. В.И. Ильичева ДВО РАН
- Выпуск: № 2 (2024)
- Страницы: 48-57
- Раздел: Статьи
- URL: https://bakhtiniada.ru/2658-3518/article/view/282263
- DOI: https://doi.org/10.31951/2658-3518-2024-A-2-48
- ID: 282263
Цитировать
Аннотация
Целью исследования является изучение процессов современного осадконакопления в акватории Северного Ледовитого океана. Колонка донных осадков (длина – 37 см) была отобрана в северной части Чукотского моря. Аналитические методы включали макроскопическое описание с анализом препаратов-мазков (smear-slides), датирование по 137Cs и 210Pb, диатомовый и палинологический анализы. Скорость седиментации в точке исследования составила 1 мм/год. Таким образом, изученные отложения накапливались в течение ~ 400 лет, включая Малый ледниковый период. Повышенное содержание холодноводных видов диатомей и спор наземных растений в нижнем слое исследованных осадков характеризуют холодные климатические условия, господствовавшие во время Малого ледникового периода. Наличие юрских, меловых и неогеновых видов спор и пыльцы в голоценовых отложениях свидетельствует о береговой абразии и последующей транспортировке материала течениями к месту отбора керна. Южные, субтропические и тропические виды диатомей в верхней части колонки связаны с их переносом течениями из Тихого океана в Северный Ледовитый океан через Берингов пролив. Результаты биостратиграфических анализов свидетельствуют об изменениях окружающей среды за последние 400 лет, проявленных в донных отложениях из северной части Чукотского моря.
Полный текст
1. Введение
Современное потепление климата (Brohan et al., 2006; Wilson et al., 2007) приводит к изменениям природной среды, как на континентах, так и в океанах. Объектом наших исследований является Чукотское море, расположенное между Чукоткой и Аляской и являющееся окраинным морем Северного Ледовитого океана. За последние десятилетия среднегодовая температура воздуха здесь повысилась, что в значительной мере определило сокращение площади ледяного покрова (Stone, 1997; Crane, 2005). Такие изменения находят своё отражение и в вещественном составе донных осадков Чукотского моря (Астахов и др., 2018; Вологина и др., 2018; Astakhov et al., 2019; Vologina et al., 2019).
Отличительной особенностью Чукотского моря по сравнению с другими краевыми морями Северного Ледовитого океана является достаточно высокая биологическая продуктивность, обусловленная проникновением более теплых тихоокеанских вод через Берингов пролив (Огородников и Русанов, 1978; Grebmeier et al., 2006; Astakhov et al., 2015). Поэтому биостратиграфические методы изучения донных отложений здесь исключительно важны и находят своё широкое применение (Саидова, 1994; de Vernal et al., 2005; Obrezkova et al., 2023).
В статье приводятся данные палинологического и диатомового анализов верхних слоёв донных отложений, отобранных в северной части Чукотского моря, позволяющие лучше понять процессы современного осадконакопления в этом регионе Северного Ледовитого океана.
2. Материалы и методы
Осадки были получены во время международной экспедиции на научно-исследовательском судне «Профессор Хромов» в 2012 г. Керн b16 (длина – 37 см) отобран пробоотборником типа «boxcorer» в северной части Чукотского моря на глубине 100 м в точке с координатами 72°32′37.8″ N 175°59′42″ W (Рис.1). Проведено макроскопическое описание разреза, сопровождаемое просмотром препаратов-мазков (smear-slides) на световом микроскопе марки SK14 (увеличение x 100). Описание препаратов-мазков включало качественную оценку гранулометрического состава осадков, определялось наличие терригенных и биогенных компонентов. Проведено датирование осадков по 210Pb и 137Cs (Вологина и др., 2018; Vologina et al., 2019). Диатомовый и палинологический анализы выполнены с шагом опробования от 1 см до 2 см. Диатомовый анализ проводился по методике, описанной в (Жузе и др., 1969; Диатомовые…, 1974) и результаты были частично опубликованы (Вологина и др., 2018). Техническая обработка проб для палинологического анализа выполнялась по известной методике (Berglund and Ralska-Jasiewiczowa, 1986).
Рис.1. Схема Чукотского моря с точкой отбора колонки b16. Стрелками отмечены основные течения по (Stein et al., 2017): СПТ – сибирское прибрежное течение; ТКГ – течение каньона Геральд; ТЦК – течение центрального канала; ТКБ – течение каньона Барроу; АПТ – Аляскинское прибрежное течение
3. Результаты
Отложения, вскрытые керном b16, представлены пелито-алевритами с незначительной примесью песка (Рис.2). Относительно однородный литологический состав свидетельствует о стабильной обстановке седиментации во время их образования. Результаты датирования показывают, что скорость современного осадконакопления в точке отбора колонки b16 составляет около 1 мм/год. Таким образом, осадки являются позднеголоценовыми, их возраст равен примерно 400 лет и соответствует отрезку от Малого ледникового периода (МЛП) с 1600–1850 гг. н.э. до настоящего времени. (Вологина и др., 2018).
Рис.2. Керн b16: фотография, литология и спорово-пыльцевая диаграмма. Условные обозначения к литологической колонке: 1 – пелит, 2 – алеврит, 3 – песок, 4 – диатомеи. Примечание к спорово-пыльцевой диаграмме: N – неоген, J-K – юра-мел
3.1. Результаты палинологического анализа
Общее содержание спор и пыльцы в отложениях, вскрытых керном b16, колеблется от 221 до 637 экземпляров (Рис.2). По особенностям состава спектров можно выделить две секции.
Секция 1: 17–37 см. Доминантами являются Picea obovata и Sphagnum sp. Для интервала характерно большое содержание спор (46–54 %), особенно Sphagnum sp. (30–38 %). Пыльца деревьев составляет 19–28 % и представлена главным образом Picea obovata (13–21 %), Pinus sec. Cembra (2–4 %) и P. sylvestris (2–4 %). Кустарники (12–21 %) встречаются реже и состоят в основном из Betula type Nanae (6–13 %) и Duschekia sp. (4–10 %). Пыльца трав (7–15 %) представлена главным образом Ericales (1–7 %), Artemisia sp. (до 3 %), Cyperaceae (до 2 %) и разнотравьем (2–5 %).
Секция 2: 0–17 см. В этой части разреза доминируют Picea obovata, Betula type Nanae, Duschekia sp. и Sphagnum sp. Содержание спор (43–51 %) снижается и представлено Sphagnum sp. (29–37 %), Polypodiaceae (4–9 %), Lycopodiaceae (2–5 %). Количество пыльцы деревьев меняется незначительно (12 –28 %). Характерны Picea obovata (8–20 %), Pinus sec.Cembra (1–4 %), Pinus sylvestris (1–4 %), Betula type Albae (до 2 %). В спектрах отмечается больше пыльцы кустарников (16–29 %), а именно Betula type Nanae (8–14 %), Duschekia sp. и Salix sp. (6–16 %). На пыльцу трав приходится 9–12 %, в том числе Ericales (1–5 %), Cyperaceae (до 4 %), Artemisia sp. (до 4 %), Poaceae (до 2 %) и различных трав (2–4 %).
По всей колонке встречается до 1.8 % переотложенных форм неогенового возраста (Tsuga sp., Juglandaceae, Carya sp., Myrica sp., Alnus sp., Quercus sp., Betula sp., Corylus sp., Ulmus sp., Tilia sp., Osmunda sp.) и до 1 % форм юрского и мелового периодов (Cyathidites-type, Pinus protocembra, Gleicheniidites sp., Ginkgo sp., Cicatricosisporites sp.) (Рис.2).
3.2. Результаты диатомового анализа
Распределение наиболее типичных диатомей в отложениях колонки b16 представлено в Таблице. Всего выявлено 54 таксона диатомей. В видовом составе преобладают планктонные формы (61.1 %). Содержание неритических видов составляет 30 %, океанических – 26 % и сублиторальных – 18.5 %.
Таблица. Содержание наиболее часто встреченных видов диатомей в колонке b16 (в % от общего количества)
Секция | Глубина, см | Achnanthes brevipes | Bacterosira fragilis | Coscinodiscus marginatus | Chaetoceros sp. | Ch. mitra | Chaetoceros (споры) | Nitzschia sp. | Rhizosolenia sp. | Thalassiosira antarctica | Th. hyalina | Th. nordenskioeldii | Thalassionema nitzsehioides |
2 | 0–1 | 3.7 | 2.6 | 1.1 | 12.4 | 5.7 | 59.9 | 4.0 | 0.15 | 0.5 | 0.3 | 4.0 | 0.9 |
3–4 | 1.3 | 1.0 | 4.1 | 3.4 | 1.1 | 41.7 | 4.3 | 1.5 | 3.2 | 0.9 | 1.7 | 3.0 | |
5–6 | 1.8 | 3.5 | 2.2 | 2.4 | 3.9 | 47.5 | 5.1 | 0.6 | 2.7 | 1.1 | 3.1 | 3.1 | |
7–8 | 1.5 | 2.3 | 1.7 | 5.4 | 6.2 | 49.4 | 3.2 | 0.8 | 1.9 | 0.9 | 0.6 | 2.6 | |
9–10 | 3.2 | 1.8 | 0.9 | 12.4 | 5.8 | 35.1 | 4.5 | 0.5 | 3.6 | 0.9 | 0.8 | 2.2 | |
11–12 | 1.1 | 1.9 | 2.1 | 15.5 | 4.1 | 41.9 | 3.2 | 8.0 | 3.4 | – | 1.9 | 3.4 | |
13–14 | 0.7 | 3.3 | 1.6 | 14.9 | 3.3 | 44.2 | 3.6 | 0.5 | 3.1 | – | 2.5 | 1.1 | |
15–16 | 1.4 | 2.3 | 0.9 | 9.2 | 5.5 | 49.3 | 4.3 | 0.9 | 1.3 | – | 2.3 | 1.1 | |
1 | 17–18 | 1.2 | 2.7 | 8.3 | 16.6 | 4.2 | 32.3 | 3.7 | 2.3 | 2.1 | 1.1 | 0.2 | 2.7 |
19–20 | 0.7 | 2.1 | 1.5 | 19.3 | 6.1 | 42.1 | 5.3 | 2.1 | 0.8 | 0.2 | 1.2 | 2.8 | |
21–22 | 1.3 | 4.2 | 1.1 | 22.5 | 5.3 | 32.1 | 3.3 | 1.7 | 2.0 | 0.4 | 1.6 | 3.6 | |
23–24 | 1.0 | 2.1 | 0.7 | 28.4 | 4.0 | 35.6 | 4.5 | 1.6 | 2.0 | 0.9 | 1.8 | 1.4 | |
25–26 | 1.5 | 2.0 | 1.3 | 25.1 | 5.2 | 29.4 | 3.3 | 3.1 | 4.1 | 2.5 | – | 1.3 | |
27–28 | 1.3 | 2.1 | 1.0 | 28.0 | 4.0 | 27.3 | 4.1 | 3.4 | 3.0 | 1.3 | 0.3 | 2.7 | |
29–30 | 0.9 | 1.3 | 0.5 | 14.9 | 4.3 | 40.3 | 2.9 | 1.6 | 4.5 | 0.9 | 0.2 | 0.2 | |
31–32 | 0.6 | 1.1 | 0.5 | 14.7 | 2.6 | 45.1 | 4.1 | 2.7 | 2.6 | 0.1 | 1.0 | 1.5 | |
33–34 | 0.3 | 1.6 | 0.6 | 9.8 | 4.6 | 45.4 | 4.0 | 2.4 | 3.0 | 1.0 | 0.6 | 2.2 | |
35–36 | 0.8 | 1.6 | 2.3 | 10.5 | 8.4 | 29.0 | 3.9 | 2.6 | 3.9 | 1.5 | 0.3 | 1.6 | |
36–37 | 0.8 | 1.2 | 1.1 | 12.5 | 2.8 | 50.1 | 3.7 | 1.8 | 1.2 | 1.5 | 0.8 | 1.2 |
Арктобореальные и суббореальные виды достигают 62.8 % от общего содержания диатомей. Отмечается присутствие южнобореальных, субтропических и тропических видов, а также переотложенных древних диатомей.
Около половины всех створок приходится на споры рода Chaetoceros Ehr. (до 60 %) и виды Chaetoceros sp. (до 28 %). Доля Coscinodiscus marginatus Ehr. составляет 0.5–8.3 %, Ch. mitra (Bailey) Cleve – 1.1–8.4 %. Повышенное содержание створок большинства видов отмечается в нижней части колонки (Секция 1, Таблица), где доминируют арктобореальные, холодолюбивые виды рода Thalassiosira: Th. аntarctica, Th. hyalina, а также Bacterosira fragilis, Coscinodiscus marginatus, Actinocyclus sp, Paralia sulcata (Ehr.) Cl., Rhizosolenia hebetata (Bail.) Gran. и многочисленные представители рода Chaetoceros.
4. Обсуждение
Голоценовые осадки Чукотского моря состоят преимущественно из материала, образованного за счёт размыва дна и абразии берегов (Яшин, 2000). На речной сток приходится не более 7 %. В отложениях северной части Чукотского моря терригенные фракции преобладают над биогенными компонентами.
В палинологических спектрах осадков колонки b16 в целом отражена лесотундровая и тундровая растительность, распространённая на побережье Чукотского моря. Отмечается преобладание пыльцы кустарников, трав и спор. В нижней части разреза, соответствующей по времени МЛП, наблюдается повышение содержания спор, что, вероятно, связано с более холодными климатическими условиями. По всему разрезу встречаются переотложенные виды юры, мела и неогена (Рис.2), указывающие на береговую абразию и последующий перенос течениями. Результаты анализа искажены существенным содержанием пыльцы хвойных пород (особенно ели), наиболее вероятным способом привноса которых являются течения из Берингова моря.
Подавляющее большинство диатомей, наблюдаемых в донных осадках колонки b16 (почти 2/3 всего видового состава), характерно для холодных вод высоких широт. Присутствие южнобореальных, субтропических и тропических видов связано, по всей вероятности, с их транспортировкой через Берингов пролив (Astakhov et al., 2015; Вологина и др., 2018), чему способствуют основные течения (Grebmeier et al., 2006). Изменения видового состава и количественного содержания створок в осадках, позволяют выделить два этапа осадконакопления. Во время формирования отложений нижней половины разреза были, без сомнения, более низкие температуры. Это вызвало снижение биологической продуктивности и привело к увеличению численности холодолюбивых видов рода Thalassiosira (Таблица) (Вологина и др., 2018).
Полученные материалы хорошо соотносятся с вариациями химического состава донных отложений, отобранных в северной части Чукотского моря (Astakhov et al., 2019). Результаты палинологического и диатомового анализов дополняют геохимические данные для керна b16 и согласуются с реконструкцией ледовой обстановки в Арктике за последние 300–400 лет (Astakhov et al., 2019).
5. Заключение
Проведено детальное биостратиграфическое исследование колонки донных отложений, отобранной в северной части Чукотского моря, что позволило реконструировать условия осадконакопления в этой части Северного Ледовитого океана за последние 400 лет. Нижняя часть разреза образовалась во время Малого ледникового периода. Для неё характерны холодноводные диатомеи и повышенное содержание спор наземных растений. В осадках верхней части колонки, накопленных после окончания МЛП, когда преобладали более теплые климатические условия, отмечается заметное сокращение холодноводных диатомей и спор наземных растений. Наличие южнобореальных, субтропических и тропических видов диатомей в отложениях северной части Чукотского моря обусловлено переносом тихоокеанских вод через Берингов пролив в Северный Ледовитый океан. Транспортировка пыльцы хвойных пород и спор в район исследования осуществляется преимущественно океаническими течениями и ветром. Поступление форм юрского, мелового и неогенового возрастов в голоценовые осадки Чукотского моря происходит, вероятно, в результате абразии берегов и последующего их переноса течениями.
6. Благодарности
Авторы выражают благодарность коллегам из ТОИ ДВО РАН, EAWAG и ИЗК СО РАН за помощь в отборе донных отложений, аналитическую работу и обсуждение результатов.
7. Финансирование
Исследование выполнено за счет гранта Российского научного фонда № 24-27-00098, https://rscf.ru/project/24-27-00098/. В работе частично задействовалось оборудование ЦКП «Геодинамика и геохронология» Института земной коры СО РАН.
Конфликт интересов
Авторы заявляют об отсутствии конфликта интересов.
Об авторах
Е. Г. Вологина
Институт земной коры СО РАН
Автор, ответственный за переписку.
Email: vologina@crust.irk.ru
Россия, ул. Лермонтова, 128, Иркутск, 664033
Н. В. Кулагина
Институт земной коры СО РАН
Email: vologina@crust.irk.ru
Россия, ул. Лермонтова, 128, Иркутск, 664033
Г. П. Черняева
Институт земной коры СО РАН
Email: vologina@crust.irk.ru
Россия, ул. Лермонтова, 128, Иркутск, 664033
М. Штурм
Швейцарский федеральный институт науки и технологии окружающей среды
Email: vologina@crust.irk.ru
Швейцария, Überlandstrasse, 133, Dübendorf, 8600
А. Н. Колесник
Тихоокеанский океанологический институт им. В.И. Ильичева ДВО РАН
Email: vologina@crust.irk.ru
Россия, ул. Балтийская, 43, Владивосток, 690041
Список литературы
- Астахов А.С., Вологина Е.Г., Дарьин А.В. и др. 2018. Отражение глобальных климатических изменений последних столетий в химическом составе донных осадков Чукотского моря. Метеорология и гидрология 4: 68–76.
- Вологина Е.Г., Калугин И.А., Дарьин А.В. и др. 2018. Позднеголоценовое осадконакопление в активных геологических структурах Чукотского моря. Геодинамика и тектонофизика 9(1): 199–219. doi: 10.5800/GT-2018-9-1-0345
- Диатомовые водоросли СССР. 1974. Прошкина-Лавренко А.И. Л.: Наука.
- Жузе А.П., Мухина В.В., Козлова О.Г. 1969. Диатомеи и силикофлагелляты в поверхностном слое осадков Тихого океана. В кн.: Микрофлора и микрофауна в современных осадках Тихого океана. М.: Наука, cc. 7–47.
- Огородников В.И., Русанов В.П. 1978. Условия накопления и распределение аморфного кремнезема в донных осадках Чукотского моря. Океанология 18(6): 1049–1052.
- Саидова Х.М. 1994. Экология шельфовых сообществ фораминифер и палеосреда голоцена Берингова и Чукотского морей. М.: Наука.
- Яшин Д.С. 2000. Голоценовый седиментогенез арктических морей России. Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона. Вып. 3. СПб.: ВНИИокеангеология, cc. 57–67.
- Astakhov A.S., Bosin A.A., Kolesnik A.N. et al. 2015. Sediment geochemistry and diatom distribution in the Chukchi Sea: Application for bioproductivity and paleoceanography. Oceanography 28(3): 190–201.
- Astakhov A.S., Bosin A.A., Liu Yanguang et al. 2019. Reconstruction of ice conditions in the northern Chukchi Sea during recent centuries: geochemical proxy compared with observed data. Quaternary International 522: 23–37. doi: 10.1016/j.quaint.2019.05.009
- Berglund B.E., Ralska-Jasiewiczowa M. 1986. Handbook of Holocene Palaeoecology and Palaeohydrology. Ed. by Berglund. Interscience, New York.
- Brohan P., Kennedy J.J., Harris I. et al. 2006. Uncertainty estimates in regional and global observed temperature changes: A new dataset from 1850. Journal of Geophysical Research 111: D12106.
- Crane K. 2005. Russian-American long-term census of the Arctic. Initial expedition to the Bering and Chukchi Seas. Arctic Research of the United States 19: 73–76.
- De Vernal A., Hillaire-Marcel C., Darby D.A. 2005. Variability of sea ice cover in the Chukchi Sea (western Arctic Ocean) during the Holocene. Paleoceanography 20: PA4018. doi: 10.1029/2005PA001157
- Grebmeier J.M., Cooper L.W., Feder H.M. et al. 2006. Ecosystem dynamics of the Pacific influenced Northern Bering and Chukchi Seas in the Amerasian Arctic. Progress in Oceanography 71: 331–361.
- Obrezkova M.S., Pospelova V., Kolesnik A.N. 2023. Diatom and dinoflagellate cyst distribution in surface sediments of the Chukchi Sea in relation to the upper water masses. Marine Micropaleontology 178: 102184. doi: 10.1016/j.marmicro.2022.102184
- Stein R., Fahl K., Schade I. et al. 2017. Holocene variability in sea ice cover, primary production, and Pacific-Water inflow and climate change in the Chukchi and East Siberian Seas (Arctic Ocean). Journal of Quaternary Science 32(3): 362–370.
- Stone R.S. 1997. Variations in western Arctic temperatures in response to cloud radiative and synoptic-scale influences. Journal of Geophysical Research: Atmospheres 102(D18): 21769–21776.
- Vologina E.G., Sturm M., Astakhov A.S., Shi Xuefa. 2019. Anthropogenic traces in bottom sediments of Chukchi Sea. Quaternary International 524: 86–92. doi: 10.1016/j.quaint.2019.07.008
- Wilson R., D’Arrigo R., Buckley B. et al. 2007. A matter of divergence: Tracking recent warming at hemispheric scales using tree ring data. Journal of Geophysical Research 112: D17103.
Дополнительные файлы
