Принято считать, что адвекция атлантических вод, несущих большие запасы тепла, солей и влаги из Атлантического океана в Северный Ледовитый океан, является одним из важнейших факторов, определяющих современный климат Арктики [Bobylev et al., 2003]. Теплые и соленые атлантические воды поступают в Арктику двумя основными ветвями, каждая из которых представляет собой поток величиной 2 Св: ветвь пролива Фрама (Западно-Шпицбергенское течение) и ветвь Баренцевоморская [Rudels et al., 1994].

Первая ветвь является продолжением поверхностного теплого Норвежского течения, проходящего в восточной части Норвежского моря. Она с запада огибает Шпицберген (по пути заходя во фьорды Южного, Западного и Северного Шпицбергена) и к северу от архипелага поворачивает на восток. Здесь атлантические воды перекрываются более холодными и менее солеными полярными водами, образующимися, в основном, за счет таяния морских льдов Северного Ледовитого океана. Атлантические воды продолжают движение на восток уже в составе промежуточной водной массы. Их периферийные части образуют пограничные течения, следующие вдоль континентального склона Евразии и участвующие в рециркуляциях против часовой стрелки, связанных с существованием подводных хребтов Евразийского бассейна Северного Ледовитого океана [Rudels et al., 1994, 2000]. Эти течения заходят также в северные поперечные желоба Баренцева и Карского моря. Иногда под влиянием южных ветров, формирующих на поверхности сточные течения, атлантические воды из поперечных желобов могут подниматься в виде теплых придонных течений вверх по затопленным речным долинам моря Лаптевых [Дмитренко и др., 2001]. Я предлагаю такие явления назвать «теплыми апвеллингами».

Приведенная ниже стратификация водной толщи Северного Ледовитого океана взята из литературного обзора Т. Кронина с коллегами [Cronin et al., 1995]. Итак, с поверхности примерно до 50 м глубины расположена полярная поверхностная водная масса (температура от -2 до 0°С; соленость 32-34‰), обладающая собственной системой поверхностных течений, среди которой важнейшую роль играют Трансполярный дрейф и круговорот моря Бофорта. Ниже располагается галоклин толщиной около 100 м, отделяющий полярные воды от промежуточных арктических вод, представленных атлантическими водами (нижняя часть характеризуется значениями температур от 0 до 2°С и соленостью 35‰; верхняя - температурами от -1 до +1°С и соленостью 34,7‰). Эти воды расположены на глубине от 150 до 800 м. К моменту достижения Канадского глубоководного бассейна они становятся примерно на 0,5°С холоднее. Интересно, что в ядре атлантических вод в составе Западно-Шпицбергенского течения их температура составляет от +2 до +3°С. Глубже 800 м расположена глубинная водная масса Северного Ледовитого океана, состоящая из двух водных масс, разделенных подводным хребтом Ломоносова: Евроазиатской (от -0,6 до -1,0°С, 34,93‰) и Канадской глубоководной котловины (от -0,3 до -0,5°С, 34,95‰).

Баренцевоморская ветвь образуется при повороте Норвежского течения на восток между побережьем Скандинавии и Шпицбергеном [Танцюра, 1959; Rudels et al., 1994]. Почти сразу после поворота она расщепляется на две системы, которые условно можно назвать, соответственно, южной и диагональной. Южная система представлена (с запада на восток) Нордкапским, Мурманским и Канинским течениями, причем последнее резко поворачивает на север, следует вдоль запада архипелага Новая Земля и диссипирует. Диагональная система направлена на северо-восток и в конечном счете впадает в желоб Святой Анны. В отличие от ветви пролива Фрама рассматриваемая ветвь полностью расположена в поверхностных водах Баренцева моря и довольно быстро трансформируется в баренцевоморские воды, гораздо более холодные и менее соленые, чем атлантические. Однако есть и другой способ формирования баренцевоморских вод, когда они смешиваются с так называемыми холодными солеными водами (brines), образующимися при осеннем льдообразовании. Например, в желобах Франца Виктории и, особенно, Святой Анны типичные характеристики баренцевоморских вод первично атлантического происхождения, которые образуют придонную водную массу, выглядят следующим образом: температура ниже -1°С, соленость около 34,9‰ [Lubinski et al., 2001]. Так или иначе, но север и восток Баренцева моря в его поверхностном слое заняты уже не атлантическими, а арктическими водами, формирующимися при смешении атлантических и полярных вод [Mosby, 1968].

Б. Руделс [Rudels et al., 1994] в северо-восточной части Баренцева моря, на севере морей Карского и Лаптевых выделяет так называемые поверхностные трансформированные атлантические воды, чуть более теплые и соленые, чем местные воды, которые формировались под сильным воздействием речного стока (особенно в двух последних морях). Трансформированные атлантические воды распространяются через мелководные проливы Западной Арктики. Они, например, встречены в полынье моря Лаптевых (глубина до 10 м) в марте 2008 г. [Н. Kassens, 2008, устное сообщение]. Не исключено их присутствие и на севере Восточно-Сибирского моря. Следует подчеркнуть основное отличие «настоящих» атлантических вод от трансформированных: первые являются заметно более теплыми и солеными, чем вторые. В настоящее время, естественно, разные типы водных масс отличаются, главным образом, непосредственно измеряемыми параметрами: температурой и соленостью. Однако необходимо отметить, что они содержат достаточно специфические наборы планктонных и бентосных организмов, (например, диатомей, водных палиноморф, радиолярий, планктонных и бентосных фораминифер, остракод, моллюсков и т.д.). Именно это обстоятельство делает возможным использование палеонтологических методов при палеоокеанологических исследованиях.

Теперь перейдем к геологическим аспектам рассматриваемой темы. Появление возможности проникновения атлантических вод в субполярную Атлантику связано с началом кайнозоя, когда погрузился Фареро-Исландский хребет и начался спрединг в Норвежско-Гренландском бассейне [Vogt, 1986]. Лишь в позднем миоцене установилась глубоководная связь между Атлантикой и Арктикой через пролив Фрама (между Гренландией и Шпицбергеном) [Хаин, 2001], когда сформировалась вышеупомянутая ветвь пролива Фрама. Как известно, в течение кайнозоя регион Баренцева моря испытывал тектоническое воздымание и представлял собой сушу [Баренцевская..., 1988]. Поэтому образование баренцевоморской ветви могло начаться только в четвертичное время. Поскольку более древние четвертичные образования, чем верхневалдайские, в Баренцевом море (за исключением Печорского моря) не сохранились, а в период максимума последнего оледенения этот регион был занят достаточно мощным ледниковым щитом, то датированное проникновение атлантических вод сюда связано с последней дегляциацией и произошло в период от 15 до 13 ¹⁴С тыс. лет назад [Lubinski et al., 2001]. Таким образом, ветвь Фрама существует уже несколько миллионов лет, а баренцевоморская - всего лишь менее 20 тыс. лет. В соответствии с темой статьи далее будут рассмотрены данные лишь по четвертичному периоду, в основном, начиная с 300 тыс. лет.

Важный обзор карбонатности осадков южной половины Норвежско-Гренландского бассейна, отложившихся за последние 300 тыс. лет, сделан Р. Хенрихом [Henrich, 1998], и проиллюстрирован серией возрастных срезов. Этот показатель определяется, главным образом, объемом поступающих атлантических вод, несущих в своем составе биогенные карбонаты (а также степенью разбавления иным по составу осадочным материалом, растворением карбонатов в воде и температурой атлантических вод). В результате проделанной работы удалось выявить три типа адвекции: 1) максимальную, связанную с межледниковьями во время МИС (морская изотопная стадия) 5.5 и 1; 2) умеренную, приуроченную, в основном, к интерстадиалам: МИС 9, 7.5, 7.3-7.1, 5.3 и 5.1; 3) минимальную, существовавшую, главным образом, во время оледенений. Следует указать со всей определенностью, что даже во время сильных оледенений полностью адвекция атлантических вод никогда не прекращалась. Более того, в это время иногда происходили краткосрочные события усиленной адвекции, приводившие к образованию тонких слоев осадков, заметно обогащенных планктонными фораминиферами. Это так называемые события «северного пути» или повышенной продуктивности (HP) [Hald, 2001]. Для района пролива Фрама ранее были установлены сильные адвекции во время МИС 5.5 и 1, а более слабые - во время МИС 5.1 и 3.3 [Hebbeln, 1992].

Интересно сопоставить данные по Норвежско-Гренландскому бассейну с последними по времени материалами по адвекции атлантических вод в Северный Ледовитый океан, представленными Р. Шпильхагеном с соавторами [Spielhagen et al., 2004]. Самые сильные адвекции имели место во время межледниковий: МИС 5.5 и 1; умеренные - во время интерстадиалов: МИС 7.3, 7.1, 6.1; 6.3 [Wollenburg et al., 2001]; 5.3, 5.1. Во время последнего межледниковья (МИС 5.5) кровля атлантических вод располагалась на глубине 50-30 метров [Miller et al., 2006]. Четко зафиксировано существование эпизодов адвекций атлантических вод и во время сильных оледенений: МИС 2, 4, 6. Сходство с приведенными выше данными по Норвежско-Гренландскому бассейну вполне очевидно. В геохронологической шкале основные адвекции атлантических вод в Северный Ледовитый океан приходятся на периоды: 200-190 тыс. лет, 130-90 тыс. лет (с максимумами на 120 и 100 тыс. лет), 80-62 тыс. лет (с частными максимумами на 80, 72, 65 тыс. лет), с 50 до 0 тыс. лет (и частными максимумами 45 и 10-0 тыс. лет) [Spielhagen et al., 2004]. Обе приведенные группы данных (для Норвежско-Гренландского бассейна и Центральной Арктики) получены в глубоководных бассейнах с относительно невысокими скоростями седиментации и с разрезами больших стратиграфических объемов [Левитан, Штайн, 2008].

В последние годы значительное внимание было уделено так называемой высокоразрешающей стратиграфии, палеоклиматологии и палеоокеанологии (международный проект IMAGES и другие), для чего весьма подробно изучались колонки осадков, накапливавшихся с высокой скоростью в районах континентальных окраин, в частности, в таких специфических фациальных обстановках, как эстуарии, фьорды и т.п. Для каждой из опорных колонок на базе радиоуглеродных определений методом ускорительной масс-спектрометрии (АМС ¹⁴С) были созданы возрастные модели. Накопленные к настоящему времени материалы позволяют сопоставить данные по адвекции атлантических вод в течение последних 25-10 кал. тыс. лет.

Все многочисленные данные по восточной континентальной окраине Норвежского моря (включая фьорды Шпицбергена) и плато Ермак указывают на интерстадиал беллинг-аллеред и переход от позднего дриаса к голоцену (пребореал) как периоды самой сильной адвекции атлантических вод в рассматриваемый период времени [Lloid et al, 1996; Hald, Hagen, 1998; Birks, Кос, 2002; Calvo et al., 2002; Risebrobakken et al., 2003; Sarnthein et al., 2003; Sarnthein et al., 2003; Hald et al., 2004, 2007; Wollenburg et al., 2004; Ebbesen et al, 2007; Slubowska et al., 2007]. При этом на западном континентальном склоне Баренцева моря температура поверхностной водной массы в начале голоцена была почти на 8°С выше, чем в современную эпоху [Sarnthein et al., 2003], а воздуха - выше на 2°С [Hald et al., 2007]. В среднем после указанной адвекции происходил спад ее интенсивности и эта картина хорошо коррелирует с изменениями инсоляции в высоких широтах [Hald et al, 2007]. В календарной шкале основные эпизоды адвекции атлантических вод (с учетом сделанного замечания о различной ее интенсивности) выглядят следующим образом: 12,0-10,0, 9,0-8,0, 7,5, 6,5, 5,5-3,0 и около 1,0 тыс. лет назад [Hald et al, 2007]. В районе плато Воринг, напротив, наиболее теплые атлантические воды (по данным о диатомеях) зафиксированы в интервале от 9,7 до 6,7 кал. тыс. лет назад [Birks, Кос, 2002], а по алкенонам - на 2 тыс. лет позже [Calvo et al., 2002]. В проливе Фрама на плато Ермак удалось выявить дополнительные эпизоды адвекции: 19,5-17,0 и 13,0-12,0 кал. тыс. лет назад [Wollenburg et al, 2004], а в одном из фьордов западного Шпицбергена - событие 14,0-13,5 кал. тыс. лет назад [Ebbesen et al., 2007].

В Центральной Арктике данные об остракодах позволили Тому Кронину с соавторами показать, что максимальное проникновение атлантических вод происходило во время терминации I: 15,8-9,5 кал. тыс. лет назад [Cronin et al., 1995]. Позже, в раннем-среднем голоцене, адвекция заметно уменьшилась, а начиная примерно с 6,5 кал. тыс. лет назад - слабо возросла. В итоге положение подошвы и кровли водной массы атлантических вод составляло, соответственно, 2500-500, 700-500 и 900-200 м.

В нескольких регионах известны точные данные об этапах проникновении атлантических вод ветви Фрама при движении вдоль континентального склона Евразии: в одном из северных фьордов Шпицбергена [Slubowska et al., 2005]; на северо-западном склоне Баренцева моря [Wollenburg et al., 2001]; в районе желоба Франца Виктории и к северу от него [Lubinski et al., 1996, 2001; Kleiber et al., 2000; Duplessy et al., 2001]; в желобе Святой Анны [Polyak et al, 1997; Hald et al., 1999; Lubinski et al., 2001]; в Чукотском море [De Vernal et al., 2005]. На северной континентальной окраине Шпицбергена наиболее сильное влияние атлантических вод ощущалось в беллинге-аллереде (с 15,5 до 12,8 кал. тыс. лет назад, с максимумом в районе 14,1 кал. тыс. лет назад). Во время позднего дриаса этот поток сильно уменьшился, а в голоцене - несколько увеличился, с частными максимумами 9,5-5,9, 4,0-2,0 и позднее 1,0 кал. тыс. лет назад. При этом термофильные моллюски отмечены на побережье северного Шпицбергена в интервале 8,7-7,7 кал. тыс. лет назад [Slubowska et al., 2005]. В желобе Франца Виктории обнаружены следующие периоды усиленного проникновения атлантических вод: 15,9, 14,1, 11,5, 8,0-6,8, 3,2-1,8 кал. тыс. лет [Lubinski et al., 2001]. Ж.-К. Дюплесси с соавторами детально описал голоценовый оптимум в этом желобе в период 7,8-6,9 кал. тыс. лет назад: в это время атлантические воды проникали буквально до дна желоба, занимая почти всю водную толщу [Duplessy et al., 2001]. При этом температуры подповерхностных вод возросли с 0,5 до +1,5°С, а придонных - с -1 до +1°С. На большей глубине, уже на верхней части континентального склона на траверзе упомянутого желоба, отмечены следующие эпизоды адвекции атлантических вод: 26,5, 24,0, 21,8, 18,4, 17,3, 15,0, 0,5 кал. тыс. лет [Kleiber et al., 2000]. Таким образом, во время последнего оледенения желоб практически был занят ледниковым щитом, и атлантические воды не могли в него проникнуть. С началом дегляциации в конкуренции с талыми водами такая возможность появилась, что и было зафиксировано в изотопно-кислородном составе фораминифер.

В желобе Святой Анны ситуация очень похожа на желоб Франца Виктории: самые заметные проникновения атлантических вод связаны с эпизодами 15,9, 11,5 и 8,0-6,8 кал. тыс. лет назад [Polyak et al, 1997; Hald et al., 1999; Lubinski et al., 2001]. Интересно, что обогащение донных осадков биогенными карбонатами, представленными раковинками планктонных фораминифер, произошло уже после последнего эпизода, связанного с оптимумом голоцена [Левитан, Кукина, 2002]. Это явление было замечено и ранее, но объяснить его не удалось [Lubinski et al., 2001]. С нашей точки зрения, объяснение может быть связано с хорошо выраженным событием максимума поставки талых вод в Центральную Арктику 7,2 ¹⁴С тыс. лет [Stein et al., 1994], или примерно 7,6 кал. тыс. лет назад. Талые воды наверняка принесли с собой большое количество биогенов (как известно, так объясняется прикромочный максимум первичной продукции вокруг полей морского льда - [Sakshaug, 2004]). Отметим, что в это же время зафиксировано обогащение осадков плато Ермак раковинками планктонных фораминифер [Левитан и др., 2000]. Таким образом, это явление, вероятно, объясняется скорее изменениями палеопродуктивности, а не интенсификацией адвекции атлантических вод. В Чукотском море также описан максимум влияния атлантических вод, связанный с голоценовым оптимумом в период с 9,5 до 5,5 кал. тыс. лет назад [De Vernal et al., 2005], причем наибольшая адвекция произошла на уровне 8,0 кал. тыс. лет назад.

Рассмотрим те немногочисленные материалы, которые известны об истории баренцевоморской ветви, включая пока неясные с точки зрения интерпретации данные по голоценовым проявлениям влияния атлантических вод в морях Карском и Лаптевых. В районе между Норвегией и Шпицбергеном отмечено двухступенчатое потепление при переходе от позднего дриаса к голоцену: в интервалах 11450-11350 и 11150-11000 кал. лет назад [Hald, Hagen, 1998]. Во фьорде Маланген, расположенном в северной Норвегии, установлено сильное влияние атлантических вод, сопровождавшееся самым сильным за последние 12 календарных тыс. лет потеплением, в интервале с 11,8 до 11,2 кал. тыс. лет назад [Hald et al, 2003]. Следующий эпизод зафиксирован в пребореале (с 11,1 до 10,4 кал. тыс. лет назад). С 10,2 по 8,2 кал. тыс. лет назад отмечен перерыв в седиментации, а уже около 8 кал. тыс. лет назад было несколько теплее, чем в современную эпоху. После этого наступил тренд похолодания, прервавшийся эпизодом потепления вод в интервале 5,9-5,7 кал. тыс. лет назад (воздух был теплее примерно на 3,5°С, чем сейчас). Еще один интервал слабого потепления отмечен после 1,9 кал. тыс. лет назад [Hald et al., 2003].

В Белом море имеются детальные данные по двум колонкам [Новичкова, 2008]: 1) на северо-востоке Онежского залива около Соловецких островов в осадках пребореала возрастом 11,5-10,0 кал. тыс. лет назад найдено высокое содержание диноцист североатлантического происхождения; 2) в Двинском заливе аналогичное явление отмечено в интервале от 10,2 до 5,0 кал. тыс. лет назад, причем частные максимумы приходятся на периоды 10,2-8,6 и 8,0-5,0 (пик - 6,0) кал. тыс. лет, т.е. пребореал - начало бореала и климатический оптимум голоцена. Еще один пик, когда температура воды была на 1°С выше, чем сейчас, отмечен во время средневекового климатического оптимума, т.е. примерно 1,1 кал. тыс. лет назад [Новичкова, 2008].

Ситуация в морях Карском и Лаптевых, как отмечалось ранее, отличается от более западных морей Евразийского шельфа Северного Ледовитого океана, т.к. здесь гораздо более запутанная гидрологическая ситуация. Сначала приведем литературные данные по влиянию атлантических вод, а затем попытаемся их проинтерпретировать. По бентосным фораминиферам в южной части Карского моря Е.В. Иванова установила влияние атлантических вод на уровне 8,1-7,0 кал. тыс. лет назад (т.е. во время голоценового оптимума) и, менее интенсивное, в период 1,6-0 кал. тыс. лет назад [Иванова, 2006].

Для моря Лаптевых по диатомеям, водным палиноморфам, остракодам, фораминиферам и моллюскам установлено, что влияние атлантических вод со временем проявлялось все позднее на фациальном переходе: континентальный склон - внешний шельф - внутренний шельф [Polyakova et al., 2005; Taldenkova et al., 2005; Клювиткина, 2007]. В верхней части континентального склона первое появление атлантических вод зафиксировано на уровне 16,0 кал. тыс. лет назад, ас 13,0 до 11,2 и позже в пребореале адвекция возросла. При этом температура придонных вод повышалась с -1,5°С до +0,6-0,8°С. В голоценовых осадках на континентальном склоне максимальные содержания «атлантических» видов приурочены к отложениям климатического оптимума (примерно 7,0-5,0 кал. тыс. лет назад). На внешнем шельфе отмечено усиление адвекции атлантических вод в период с 11,3 до 9,2 кал. тыс. лет назад, которое в более ослабленном виде продолжилось примерно до 7,0 кал. тыс. лет назад. Наиболее сильное проявление адвекции атлантических вод на внутреннем шельфе отмечено в период 8,9-7,4 кал. тыс. лет назад. Во всех случаях реконструированы более теплые температуры вод, чем в настоящее время.

Для Карского моря и моря Лаптевых существуют палеобатиметрические реконструкции для голоцена (соответственно, в работах [Stein et al., 2002] и [Bauch et al., 2001]). На них убедительно показано распространение голоценовой трансгрессии с севера на юг в обоих бассейнах. Анализ палеоглубин во время сильного воздействия атлантических вод показал, что они изменялись в диапазоне от нескольких до примерно 20 метров. Выявленное при этом потепление водной среды указывает на то, что речь может идти о двух потенциально возможных механизмах: или «теплых апвеллингах», или об отступании границы полярных вод к северу из-за возрастания таяния морского льда. Во втором случае атлантические воды в районе континентальных склонов могли войти в состав поверхностной водной массы (например, как было в районе Северного Шпицбергена в пребореале). На прилегающей суше с 11,3 до 10,3 тыс. лет назад состав флоры был близок к современной арктической тундре [Найдина, 2009]. Затем началось слабое увлажнение климата и начиная с 9,3 до 8,0 кал. тыс. лет назад (во время оптимума голоцена) климат стал более теплым и засушливым. Таким образом, сопоставление морских и наземных палеотемпературных данных приводит к выводу, что в районе моря Лаптевых адвекция пребореала, возможно, была обусловлена «теплым апвеллингом», а адвекция голоценового оптимума - появлением атлантических вод на поверхности. Трансформированные атлантические воды при этом, вероятно, имели несущественное значение.

Проявления влияния атлантических вод в западных шельфовых морях Северного Ледовитого океана во время дегляциации были сильно ограничены процессами массированного сброса талых вод. Кроме того, почти во всех морях другим природным ограничением адвекции служили развивавшиеся и мигрировавшие к югу в голоцене зоны смешения речной и морской воды.

Итак, в заключение отметим несколько выводов из сделанного обзора. В целом довольно четко прослеживается связь изученных периодов адвекций атлантических вод с периодами потеплений, которые в основном связаны с повышенной инсоляцией, модулированной орбитальными колебаниями вращения Земли. Для голоценового оптимума и ряда других непродолжительных адвекций приходится говорить о более краткосрочных изменениях климата, связанных с более короткопериодными (суборбитальными) колебаниями последнего. Таким образом, адвекции атлантических вод обусловлены чисто климатическими причинами, и гораздо реже могут быть сделаны предположения о региональных изменениях в термохалинной циркуляции. Ветвь пролива Фрама существует уже несколько миллионов лет, а баренцевоморская ветвь (судя по имеющимся датировкам) - не более 20 тыс. лет. В морях Западной Арктики распространение атлантических вод сначала блокировалось ледниковым щитом последнего оледенения, а затем - потоками талых вод в процессе дегляциации и развитием зон смешения речных и морских вод. Последнее обстоятельство проявилось и в морях Восточной Арктики. Среди механизмов проникновения атлантических вод ветви пролива Фрама на шельфы арктических морей, вероятно, наиболее реалистичны «теплые апвеллинги» и выход атлантических вод над континентальными склонами Евразии в поверхностную водную массу. Кстати, последнему обстоятельству способствовал хорошо известный в настоящее время факт некоторого подъема кровли промежуточных вод Северного Ледовитого океана над континентальными склонами по сравнению с пелагиалью. Это обусловлено действием сил Кориолиса [Rudels et al., 1994]. В целом адвекцию атлантических вод в Арктику, возможно, следует определить как процесс усиления потока (и объема) вод Северной Атлантики на север, синхронный с возрастанием их температуры, и обусловленный климатическими изменениями (потеплениями) различного масштаба.

Литература

Баренцевская шельфовая плита (ред. И.С. Грамберг). Л.: Недра, 1988. 263 с.

Дмитренко И.А., Холеманн Дж.А., Кириллов С.А. и др. Термический режим придонных вод моря Лаптевых и контролирующие факторы // Криосфера Земли. 2001. Т. 3. С. 40-55.

Иванова Е.В. Глобальная термохалинная палеоциркуляция. М.: Научный мир, 2006. 320 с.

Клювиткина Т.С. Палеогеография моря Лаптевых в позднем плейстоцене и голоцене по материалам изучения ископаемых микроводорослей // Автореф. ... канд. геогр. наук. М.: изд-во МГУ, 2007. 24 с.

Левитан М.А., Кукина Н.А. Минеральный состав легкой фракции верхнечетвертичных осадков желоба Святая Анна и его палеоокеанологическая интерпретация // Литология и полезные ископаемые. 2002. № 3. С. 306-315.

Левитан М.А., Штайн Р. История скоростей осадконакопления в ледовой зоне седиментации за последние 130 тыс. лет // Литология и полезные ископаемые. 2008. № 1. С. 74-86.

Найдина О.Д. Палеоклиматические условия Сибирской Арктики на рубеже морских изотопных стадий МИС 2 и МИС 1 по результатам палинологического изучения осадков моря Лаптевых // Мат-лы совещ. «Геология полярных областей». М.: ГЕОС, 2009. С. 68-71.

Новичкова Е.А. Постледниковая история развития Белого моря по материалам изучения водных и наземных палиноморф // Автореф. ... канд. геол.-мин. наук. М.: ИО РАН, 2008. 24 с.

Танцюра А.И. О течениях Баренцева моря // Гидрологические исследования в Баренцевом, Норвежском и Гренландском морях. Мурманск: Пищепромиздат, 1959. Тр. ПИНРО. Вып. 11. С. 35-54.

Хаин В.Е. Тектоника континентов и океанов (год 2000). М.: Научный мир, 2001. 604 с.

Bauch Н.А., Müller-Lupp Т., Taldenkova Е. et al. Chronology of the Holocene transgression at the North Siberian margin // Global Planetary Change. 2001. V. 31. P. 125-139.

Birks Ch.J.A., Коc N. A high-resolution diatom record of late-Quaternary sea-surface temperatures and oceanographic conditions from the eastern Norwegian Sea // Boreas. 2002. V. 31. P. 323-344.

Bobylev L.P., Kondratyev K.Y., Johannessen O.M. Arctic Environment Variability in the Context of Global Change. Chichester: Springer Praxis Publishing, 2003. 428 p.

Calvo E., Grlmalt E., Jansen E. High resolution U₃₇^k sea surface temperature reconstruction in the Norwegian Sea during the Holocene // Quatern. Sci. Res. 2002. V. 21. P. 1385-1394.

Cronin T.M., Holtz T.R., Stein R. et al. Late Quaternary paleoceanography of the Eurasian Basin, Arctic Ocean // Paleoceanography. 1995. V. 10. P. 259-281.

De Vernal A., Hillaire-Marcel C., Darby D.A. Variability of sea ice cover in the Chukchi Sea (western Arctic Ocean) during the Holocene // Paleoceanography. 2005. V. 20. PA4018. doi:10.1029/2005PA001157.

Duplessy J.-С., Ivanova E., Murdmaa I. et al. Holocene paleoceanography of the northern Barents Sea and variations of the northward heat transport by the Atlantic Ocean // Boreas. 2001. V. 30. P. 2-16.

Ebbesen H., Hald M., Eplet Т.Н. Lateglacial and early Holocene climatic oscillations on the western Svalbard margin, European Arctic // Quatern. Sci. Res. 2007. V. 26. P. 1999-2011.

Hald M. Climate change and paleoceanography // In: The northern North Atlantic: A changing environment. Berlin: Springer, 2001. P. 281-290.

Hald M., Andersson C., Ebbesen H. et al. Variations in temperature and extent of Atlantic Water in the northern North Atlantic during the Holocene // Quatern. Sci. Rev. 2007. V. 26. P. 3423-3440.

Hald M., Ebbesen H., Forwick M. et al. Holocene paleoceanography and glacial history of the West Spitsbergen area, Euro-Arctic margin // Quatern. Sci. Rev. 2004. V. 23. P. 2075-2088.

Hald M., Hagen S. Early Preboreal cooling in the Nordic seas region triggered by melt-water // Geology. 1998. V. 26. P. 615-618.

Hald M., Husum K., Vorren T. et al. Holocene climate in the subarctic fjord Malangen, northern Norway: a multi-proxy study // Boreas. 2003. V. 32. P. 543-559.

Hald M., Kolstad V., Polyak L. et al. Late-glacial and Holocene paleoceanography and sedimentary environments in the St. Anna Trough, Eurasian Arctic Ocean // Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 1999. V. 146. P. 229-249.

Hebbeln D. Weichselian glacial history of the Svalbard area: correlating the marine and terrestrial records // Boreas. 1992. V. 21. P. 295-304.

Henrich R. Dynamics of Atlantic water advection to the Norwegian-Greenland Sea - a time-slice record of carbonate distribution in the last 300 ky // Marine Geology. 1998. V. 145. P. 95-131.

Kleiber H.P., Knies J., Niessen F. The Late Weichselian glaciation of the Franz Victoria Trough, northern Barents Sea: ice sheet extent and timing // Marine Geology. 2000. V. 168. P. 25-44.

Lloid J., Kroon D., Laban C., Boulton G. Deglaciation history and palaeoceanography of the western Spitsbergen margin since the last glacial maximum // In: Late Quaternary Palaeoceanography of the North Atlantic Margins. Geol. Soc. Spec. Publ. 1996. № 111. P. 289-301.

Lubinski D.J., Korsun S., Polyak L. et al. The last deglaciation of the Franz Victoria Trough, northern Barents Sea // Boreas. 1996. V. 25. P. 89-100.

Lubinski D.J., Polyak L., Forman S.L. Freshwater and Atlantic water inflows to the deep northern Barents and Kara seas since ca 13 ^l4C ka: foraminifera and stable isotopes // Quatern. Sci. Rev. 2001. V. 20. P. 1851-1879.

Miller J., Anderson P., Bennike O. et al. Last Interglacial Arctic warmth confirms polar amplification of climate change // Quatern. Sci. Rev. 2006. V. 25. P. 1383-1400.

Mosby H. Surrounding Seas // Somme A. (ed.). Geography of Norden, 18-26, map 7. Oslo: J.W. Cappelens Forlag. 1968.

Polyak L., Forman S.L., Herlihy F.A. et al. Late Weichselian deglaciation history of the Svyataya (Saint) Anna Trough, northern Kara Sea, Arctic Russia // Marine Geology. 1997. V. 143. P. 169-188.

Polyakova Ye.I., Bauch H.A., Klyuvitkina T.S. Early to middle Holocene changes in Laptev Sea water masses deduced from diatom and aquatic palynomorph assemblages // Global Planet. Changes. 2005. V. 48. P. 208-222.

Risebrobakken В., Jansen E., Andersson C. et al. A high-resolution study of Holocene paleoclimatic and paleoceanographic changes in the Nordic Seas // Paleoceanography. 2003. V. 18. 1017, doi:10.1029/2002PA000764.

Rudels В., Jones E.P, Anderson L.G., Kattner G. On the intermediate depth waters of the Arctic Ocean // In: The Polar Oceans and Their Role in Shaping the Global Environment. Geophys. Monogr. Ser. V. 85. AGU, Washington D.C., 1994. P. 33-46.

Rudels В., Meyer R., Fahrbach E. et al. Water mass distribution in Fram Strait and over the Yermak Plateau in summer 1997 // Ann. Geophys. 2000. V. 18. P. 687-705.

Sakshaug E. Primary and secondary production in the Arctic Seas // In: The Arctic Ocean Organic Carbon Cycle: Present and Past. Eds R. Stein and R.W. MacDonald. Berlin: Springer Verlag, 2004. P. 57-82.

Sarnthein M., Van Kreveld S., Erlenkeuser H. et al. Centennial-to-millennial-scale periodicities of Holocene climate and sediment injections off the western Barents shelf, 75°N // Boreas. 2003. V. 32. P. 447-461.

Slubowska M.A., Коc N., Rasmussen T.L., Klitgaard-Kristensen D. Changes in the flow-of Atlantic water into the Arctic Ocean since the last deglaciation: Evidence from the northern Svalbard continental margin, 80°N // Paleoceanography. 2005. V. 20. PA4014, doi: 10.1029/2005PA001141.

Slubowska-Woldengen M., Rasmussen T.L., Коc N. et al. Advection of Atlantic Water to the western and northern Svalbard shelf since 17,500 cal yr BP // Quatern. Sci. Rev. 2007. V. 26. P. 463-478.

Spielhagen R.F., Baumann K.-H., Erlenkeuser H. et al. Arctic Ocean deep-sea record of northern Eurasian ice sheet history // Quatern. Sci. Rev. 2004. V. 23. P. 1455-1484.

Stein R., Nam S.-L., Schubert C. et al. The Last Deglaciation Event in the Eastern Central Arctic Ocean // Science. 1994. V. 264. P. 692-696.

Stein R., Niessen F., Dittmers K. et al. Siberian river run-off and Late Quaternary glaciation in the southern Kara Sea, Arctic Ocean: preliminary results // Polar Res. 2002. V. 21. P. 315-322.

Taldenkova E., Bauch H.A., Stepanova A. et al. Last postglacial evolution of the Laptev Sea shelf as reflected in molluscan, ostracodal, and foraminiferal faunas // Global Planet. Change. 2005. V. 48. P. 223-251.

Vogt P.R. Seafloor topography, sediments, and paleoenvironments // In: The Nordic Seas. Ed. B.G. Hurdle. Berlin: Springer, 1986. P. 237-412.

Wollenburg J.E., Knies J., Mackensen A. High-resolution paleoproductivity fluctuations during the last 24 kyr as indicated by benthic foraminifera in the marginal Arctic Ocean // Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 2004. V. 204. P. 209-238.

Wollenburg J.E., Kuhnt W, Mackensen A. Changes in Arctic Ocean paleoproductivity and hydrography during the last 145 kyr: The benthic foraminiferal record // Paleoceanography. 2001. V. 16. P. 65-77.