На основе изменения содержания диатомей на 1 г осадка, количества доминирующих видов и экологической структуры диатомовых комплексов установлены изменения среды южной части Чукотского моря за последние 2300 лет: два потепления (периоды ~262 г. до н.э. – 630 г. н.э. и ~630-1300 гг. н.э.) и одно похолодание (~1300-1840 гг. н.э.). Возраст осадков определен с учетом скорости современного осадконакопления в точке отбора осадков по ²¹⁰Pb (0.43 мм/год) и радиоуглеродного датирования раковин моллюсков. Выявленные в результате анализа диатомей изменения среды южной части Чукотского моря соответствуют глобальным изменениям климата – потеплениям раннего (римское) и среднего (средневековое) и похолоданию позднего (Малый ледниковый период) субатлантических периодов.

Ключевые слова: диатомеи, изменение палеосреды, поздний голоцен, субатлантический период, Чукотское море, Арктика.

Понимание роли Арктики в изменении климата в голоцене затруднено из-за недостаточного количества датированных данных высокого временного и пространственного разрешения [Darby et al., 2001]. Исследование изменений природных процессов в арктических морях в последние тысячелетия по седиментационным записям необходимо для установления причин и закономерности этих изменений, что может послужить основой прогноза будущих изменений среды. Подобные работы активно и достаточно успешно ведутся в Чукотском море [Полякова, 1997а, б; Астахов и др., 2013; Гусев и др., 2014; Обрезкова и др., 2014; Astakhov et al., 2015, и др.], тем не менее датированных данных высокого разрешения пока явно недостаточно.

Чукотское море является окраинным шельфовым морем Восточной Арктики со средней глубиной 71 м. Оно расположено на стыке двух материков – Евразии и Северной Америки, а также Северного Ледовитого и Тихого океанов, что определяет особенности климата, гидрологии, геологии и осадконакопления бассейна Чукотского моря [Добровольский, Залогин, 1982]. Для Чукотского моря характерны небольшие годовые колебания температуры воздуха и незначительный речной сток, который почти не влияет на гидрологические условия моря. В большей степени на природу Чукотского моря воздействует поступление тихоокеанских вод через Берингов пролив (рис. 1), при этом в западной части пролива скорость течений почти в 2 раза меньше, чем в восточной [Коучмен и др., 1979].

Льды в Чукотском море существуют круглый год. С ноября-декабря по май-июнь море сплошь покрыто льдом, неподвижным у самого берега и плавучим вдали от него. Вдоль побережья Чукотки за припаем иногда открывается узкая, но очень протяженная (до многих сотен километров) Чукотская заприпайная полынья. Летом кромка льда отступает на север. Зимой и в начале весны температура в подледном слое воды составляет –1.6… –1.8°С. В конце весны на поверхности чистой воды она повышается до –0.5… –0.7°С, а у Берингова пролива до 2–3°С. При летнем прогреве и притоке тихоокеанских вод поверхностная температура воды в Чукотском море повышается. В августе у берега температура воды достигает 4°С, в восточной части моря, где преимущественно распространяются теплые тихоокеанские воды, она составляет 7–8°С. На величину и распределение солёности на поверхности Чукотского моря влияют сезонные притоки тихоокеанских, а в прибрежной зоне и речных вод. Для зимы и начала весны характерна повышенная солёность подледного слоя, равная почти 31‰ на западе, близкая к 32‰ в центральной и северо-восточной частях и наиболее высокая (33.0–33.5‰) в районе Берингова пролива. С конца весны и в течение лета, когда интенсивно тают льды, усиливается приток тихоокеанских вод через Берингов пролив и увеличивается материковый сток, солёность увеличивается с запада на восток с 28 до 30–32‰. Осенью с началом льдообразования солёность повсеместно увеличивается и более равномерно распределяется на поверхности моря.

Режим осадконакопления в Чукотском море во многом определяет мощное течение через Берингов пролив, с которым поступает около 50 млн. т терригенного взвешенного материала и около 60 млн. т биогенного; в подавляющем количестве это диатомовый фитопланктон [Геоэкология…, 2001]. Голоценовые осадки Чукотского моря на 59% сформированы терригенным материалом, поступающим при размыве дна [Яшин, 2000]. Остальной материал поступает от абразии берегов, включая ледовый разнос, и речного стока. В отличие от других морей Восточной Арктики, в осадках Чукотского моря велика доля биогенного материала. Остатки диатомей, судя по содержанию аморфного кремнезема, составляют 5–12% на всей выровненной поверхности Южно-Чукотской равнины, где определено также достаточно высокое содержание органического углерода [Астахов и др., 2013].

Основная цель настоящей работы - датирование осадков и реконструкция изменения палеосреды в юго-западной части Чукотского моря на основе изучения диатомей на детальной возрастной модели.

МАТЕРИАЛ И МЕТОДИКА

Колонка НС11 отобрана в 2012 г. сотрудниками Тихоокеанского океанологического института им. В.И. Ильичева ДВО РАН с борта НИС «Профессор Хромов» гравитационной трубкой ГСП‑2 в юго-западной части Чукотского моря на траверзе Колючинской губы в 100 км от побережья (рис. 1). Координаты станции: 172°34'90" з.д., 67°52'00" с.ш.; глубина отбора – 49 м; выход керна – 111 см.

Образцы для диатомового анализа отбирали с шагом 2 см. Осадки обрабатывали, изготавливали постоянные препараты для изучения диатомей, а также устанавливали их концентрации на 1 г воздушно-сухого осадка в соответствии с методикой, принятой в Институте океанологии РАН [Жузе, 1962; Жузе и др., 1969]. Диатомей определяли, подсчитывали с помощью оптического микроскопа IMAGER.A1 при увеличении ×1000 и фотографировали цифровой видеокамерой AxioCam MrC.

Реконструкция палеоусловий выполнена на основе анализа содержания диатомей на 1 г осадка и экологической структуры диатомовых комплексов. Первый параметр отражает продуктивность поверхностных вод, которая увеличивается в тёплые эпохи, уменьшается в холодные [Жузе, 1969; Жузе и др., 1969] и является важным показателем при палеореконструкциях. Второй параметр характеризуется процентным содержанием основных экологических групп морских диатомей (планктонные неритические и океанические; бентосные), его изменение отражает изменение условий осадконакопления [Жузе, 1962; Полякова, 1997а; Пушкарь, Черепанова, 2001]. Для восстановления палеоусловий выделенные диатомовые комплексы сравнивали с комплексами диатомей поверхностных осадков, отражающих условия современного Чукотского моря [Полякова, 1997а; Обрезкова и др., 2014].

Возрастная модель донных отложений была построена на основе радиоизотопного датирования (²¹⁰Pb, 14C) (рис. 2). Определение ²¹⁰Pb проведено в Институте геологии и минералогии им. В.С. Соболева СО РАН. Скорость осадконакопления рассчитывали по модели "постоянной начальной концентрации (CIC)" [Goldberg, 1963], которая равна 0.43 мм/год. Для радиоуглеродного анализа использовали обломки раковин двустворчатого моллюска Macoma calcarea. Пробы подготавливали к анализу в Институте археологии и этнографии СО РАН. Радиоуглеродное датирование было выполнено с помощью метода ускорительной масс-спектрометрии (AMS) в центре прикладных изотопных исследований университета Джорджии (Center for Applied Isotope Studies, University of Georgia) США. Калибровку ¹⁴C дат для получения календарного возраста исследуемых проб проводили с помощью программы Calib [Stuiver, Reimer, 1993] с использованием калибровочной кривой Marine13 [Reimer et al., 2013]. Резервуарный эффект учитывали по данным Макнили с соавторами [McNeely et al., 2006]. При калибровке принимали значение доверительного интервала ±2 сигма (s) (см. таблицу). Скорость осадконакопления по 14С составила 0.45–0.50 мм/год.

РЕЗУЛЬТАТЫ И ОБСУЖДЕНИЕ

Описание керна

Осадки с сильным запахом сероводорода. Интервал 0–7 см: ил пелитовый оливково-зелёного цвета, разжиженный; нижняя граница чёткая по цвету и консистенции. Интервал 7–111 см: ил пелитовый с алевритовой примесью оливково-зелёного цвета, уплотненный. Интервал 7–41 см с множественными прослоями гидротроилита, c ячеистой текстурой и c единичными раковинами и обломками моллюска Macoma calcarea. Раковины и обломки этого вида обнаружены также на горизонтах 69–71, 83 и 99–111 см.

Диатомовый анализ

В 38 изученных образцах колонки НС11 определено 97 видов диатомей, принадлежащих 41 роду. Диатомеи представлены в основном морскими видами (82), но найдены также пресноводные (12) и вымершие морские (3) виды. Сведения о полном таксономическом составе диатомей, их процентном содержании и экологическая характеристика в колонке HC11 даны в интернете (https://doi.pangaea.de/10.1594/PANGAEA.867181). По численности в изученной колонке преобладали морские планктонные неритические виды диатомей (64.8–94.0%), океанические составляли 0.8–10.6%, бентосные – 4.5–29.4%. Пресноводные и вымершие виды встречались спорадически (0–1.6%).

Согласно проведенному датированию, осадки колонки НС11 были накоплены за последние 2300 лет, которые охватывают субатлантический период позднего голоцена. По изменению содержания диатомей на 1 г осадка, количеству доминирующих видов диатомей и экологической структуре диатомовых комплексов выделены три зоны (рис. 3). Предполагаемые границы между зонами проводили по наиболее резким изменениям всех этих переменных.

Зона III (интервал 70–111 см, ~296 г. до н.э. – 630 г. н.э.; ранний субатлантический период) характеризуется большим количеством диатомей (1.604–7.271 млн. кл/г осадка) и разнообразным видовым составом (определено 69 видов и разновидностей) в колонке. Пик концентрации диатомей (7.271 млн. кл/г осадка) отмечен в интервале 108–109 см (около 226 г. до н.э.) (рис. 3). Диатомовые комплексы отличались высоким содержанием ледово-неритических видов Thalassiosira nordenskioeldii (12–26.4%), Th. antarctica (12–33.5%), Bacterosira bathyomphala (9.6–21.6%) и спор представителей рода Chaetoceros (13.6–22.8%) (рис. 4). Данные виды характерны для высокопродуктивных вод западного шельфа Берингова моря [Жузе, 1962; Sancetta, 1981; Семина, 1981], а их высокое содержание в современных осадках Чукотского моря приурочено к области распространения этих вод [Полякова, 1997а]. Представители рода Chaetoceros обильны в осадках каньона Геральд и узкой зоны к югу от него, которые характеризуются повышенным содержанием биогенных компонентов, поступающих с различными водно-газовыми (возможно, гидротермальными) источниками вещества [Astakhov et al., 2015; Вологина и др., 2016]. Группа криофильных видов Fragilariopsis oceanica, F. cylindrus и Fossula arctica составляла 5–21% (рис. 4). Постоянно присутствовали океанические виды Neodenticula seminae, Rhizosolenia hebetata, Thalassiothrix longissima и Actinocyclus curvatulus (рис. 5), характерные для планктона и осадков Тихого океана. Спорадически встречались пресноводные виды Frustulia vulgaris, Neidium bisulcatum, Pinnularia brevicostata и др., а также морские виды Cosmiodiscus insignis и Pyxidicula zabelinae, вымершие в неогене. Пресноводные и вымершие диатомеи довольно распространены в прибрежных поверхностных и голоценовых осадках Чукотского моря [Полякова, 1997а], куда они поступают с речным стоком и в результате процессов переотложения.

Комплексы диатомей зоны III по количественному соотношению видов близки к комплексу Thalassiosira nordenskioeldii, характерному для современных осадков юго-западной части Чукотского моря, а по содержанию диатомей – к поверхностным осадкам центральной части Чукотского моря, куда направлены богатые биогенными элементами высокопродуктивные воды беринговоморского шельфа и Анадырского течения [Обрезкова и др., 2014]. Очевидно, формирование осадков данной зоны происходило в условиях, близких к современным, но под бóльшим влиянием беринговоморских вод. Активизация последних может быть связана с глобальным потеплением в этот период, которое показывают многочисленные палеореконструкции [Yang et al., 2002; McKay et al., 2008]. Предполагается, что осадки зоны III формировались в относительно теплых условиях, близких к современным в юго-западной части Чукотского моря, при более заметном, чем в настоящее время, влиянии беринговоморских вод.

Зона II (интервал 37–70 см, ~630–1300 гг.; середина субатлантического периода) характеризуется довольно значительными колебаниями содержания диатомей (1.067–6.633 млн. кл/г осадка). В нижней части зоны, охватывающей период ~680–860 гг., оно было низким (2.45–1.276 млн. кл/г осадка). Диатомовые комплексы отличались устойчиво высоким содержанием группы криофильных видов (11.2–21.6%), вспышка продуктивности которых наблюдается у края морских льдов во время весеннего таяния [Sancetta, 1981; Ren et al., 2014]. В зоне II отмечено некоторое снижение содержания видов, преобладавших в зоне III: Th. nordenskioeldii (9–23.2%), Th. antarctica (5.6–26.4%), B. bathyomphala (8.4–18.4%) и Chaetoceros spp. (14.7–21.7%). Единично встречались относительно тепловодные виды Thalassionema nitzschioides, Coscinodiscus asteromphalus и Stellarima microtrias. Постоянно, но в малом количестве (не более 1.2%), в этой зоне находили вымершие в неогене морские виды P. zabelinae, C. insignis и Stephanopyxis horridus, иногда встречались пресноводные виды Pinnularia borealis и P. lata.

Комплексы диатомей зоны II сходны с комплексом Fragilariopsis oceanica, который характеризуется максимальным для поверхностных осадков Чукотского моря содержанием криофильных видов [Обрезкова и др., 2014]. Он распространен в осадках южной части Чукотского моря севернее Берингова пролива, находящегося под большим влиянием беринговоморских вод, но отличающегося низким содержанием диатомей из-за высокой скорости водного потока и практически полного отсутствия современного осадконакопления [Обрезкова и др., 2014]. Близкий комплекс диатомей с высоким содержанием вида Th. nordenskioeldii и криофильных видов распространен в поверхностных осадках северного шельфа Берингова моря и указывает на длительный (более 6 мес.) ледовый покров [Sancetta, 1981].

Таким образом, диатомовые комплексы зоны II свидетельствуют о том, что в 630–1300 гг. условия формирования вмещающих их осадков были относительно теплыми и близкими к условиям, характерным в настоящее время для самой южной части Чукотского моря и северного шельфа Берингова моря. Низкая концентрация диатомей в осадках, накопленных в ~680–860 гг., отражает понижение продуктивности поверхностных вод, связанное, вероятно, с похолоданием.

Зона I (интервал 37–0 см, ~1300–2000? гг.; поздний субатлантический период) характеризуется низким содержанием диатомей (0.646–3.377 млн. кл/г осадка). Минимальное содержание диатомей (0.646 млн. кл/г осадка) обнаружено на четкой литологической границе на уровне 7 см между разжиженным илом самого верхнего интервала (интервал 0–7 см) и уплотненным илом остальной части колонки.

В интервале 37–7 см (~1300–1860 гг.) доминировал вид Th. antarctica (20.8–40%), при этом заметно снизилось содержание Th. nordenskioeldii (3–17.2%), группы криофильных видов (3–16.5%) и Chaetoceros spp. (4–15%). Разнообразными (17 видов и разновидностей), но обычно единичными, были бентосные виды (Thalassiosira hyperborea, Navicula peregrina, N. transitans var. derasa). Спорадически встречались пресноводные виды Encyonema silesiacum, Eunotia praerupta, Placoneis placentula и др., а также вымерший неогеновый вид P. zabelinae. Для данной зоны характерно максимальное количество бентосных видов (14.4–29.5%), среди которых основную долю составлял вид Paralia sulcata.

Комплексы диатомей зоны I сходны с комплексом Thalassiosira antarctica, характерным для поверхностных осадков более северных районов Чукотского моря и восточной части Восточно-Сибирского моря, которые характеризуются почти круглогодичным ледовым покровом [Обрезкова и др., 2014]. Увеличение содержания Th. antarctica при минимальном содержании биогенных компонентов установлено в нижней части колонки b16, отобранной в северной части каньона Геральд, что можно объяснить низкой биологической продуктивностью во время минимума Маундера (1645–1715 гг.), наиболее холодного интервала во время Малого ледникового периода [Вологина и др., 2016].

Интервал 7–0 см (~1860–2000? гг.) характеризуется понижением доли Th. antarctica до 20%, увеличением содержания криофильных видов до 16.4% и Th. nordenskioeldii до 9.6%, а также заметным количеством относительно тепловодного вида Th. nitzschioides (4–5%). Комплексы диатомей данного интервала схожи с современными танатоценозами диатомей поверхностных осадков этого района Чукотского моря [Полякова, 1997а] и отражают современные условия.

Диатомовые комплексы свидетельствуют о том, что в период 1300–1860 гг. были суровые условия, характеризующиеся почти круглогодичным ледовым покровом и низкой биологической продуктивностью. Приблизительно с 1860 г. установились условия осадконакопления, близкие к современным.

Измеренная по ²¹⁰Pb скорость современного осадконакопления в месте отбора колонки НС11 составляет 0.43 мм/год. Скорость осадконакопления по ¹⁴С составила 0.45–0.50 мм/год для позднего голоцена. Данные величины ниже полученных ранее аналогичными методами для этого периода в колонке b16 из северной части каньона Геральд (0.9 мм/год) [Вологина и др., 2016] и в колонке J8 (1.45 мм/год), отобранной к югу от этого каньона [Ma et al., 2008], но выше, чем в колонках 91 и 93 (0.14–0.15 мм/год) [Гусев и др., 2014], расположенных северо-восточнее изученной нами колонки НС11 (рис. 1). Полученные нами значения скорости осадконакопления выше скорости, рассчитанной Поляковой [1997а] для ряда колонок из разных районов Чукотского моря – 0.17–0.18 мм/год. Эти данные свидетельствуют о значительном различии скорости осадконакопления даже в близких районах Чукотского моря и о необходимости датирования осадков для детальных реконструкций.

Изученные осадки колонки НС11 были накоплены за последние 2300 лет. Данный период соответствует субатлантическому периоду позднего голоцена и характеризуется глобальными климатическими изменениями, оказавшими заметное влияние на жизнь и деятельность человека и зафиксированными по многочисленным прокси данным и в исторических документах [Jones et al., 1998, 2009; Mann et al., 1998, 1999; Esper et al., 2002; Yang et al., 2002; Larsen et al., 2008; Büntgen et al., 2011; McCormick et al., 2012; Brooks et al., 2015].

Изменение содержания диатомей на 1 г осадка, количества доминирующих видов и экологической структуры диатомовых комплексов в колонке НС11 характеризуют три зоны, отражающие изменения природной среды в юго-западной части Чукотского моря за последние 2300 лет. В конце раннего субатлантического периода, когда формировались осадки зоны III (~296 г. до н.э. – 630 г. н.э.), условия были благоприятными для развития фитопланктона, о чем свидетельствует высокое обилие диатомей с доминированием видов, характерных для высокопродуктивных беринговоморских шельфовых вод. Предполагается, что формирование осадков этой зоны происходило в условиях, близких к современным, но под бóльшим влиянием беринговоморских вод. Возможно, ветвь относительно теплого Анадырского течения, несущего эти воды, в это время проходила западнее современного положения. Усиление влияния беринговоморских вод связано, вероятно, с глобальным потеплением конца раннего субатлантического периода (римское потепление) (рис. 3), зафиксированного по многочисленным прокси данным [Yang et al., 2002; Mann, Jones, 2003; Moberg et al., 2005; Büntgen et al., 2011]. В Китае период 0–240 гг. н.э. был самым теплым за последние два тысячелетия, а температура была выше, чем в XX веке [Yang et al., 2002]. Потепление в Чукотском море, очевидно, не сопровождалось заметным поднятием уровня моря. Максимальное поднятие уровня моря в южной части Чукотского моря в позднем голоцене составляет 1.5 м за последние 5 тыс. лет [Jordan, Mason, 1999; Mason, Jordan, 2002].

В среднем субатлантическом периоде (~630–1300 гг.) условия для развития фитопланктона были в целом благоприятными, о чем свидетельствует относительно высокое содержание диатомей в осадках этого периода, отражающее продуктивность вод. В 800–1400 гг., по многочисленным данным на суше и на море [Hughes, Diaz, 1994; Keigwin, 1996; Broecker, 2001; Jones et al., 2001; Yang et al., 2002; Mann, Jones, 2003; Moberg et al., 2005; Brooks et al., 2015], происходило глобальное потепление климата (средневековое потепление). Дискуссию вызывают только длительность этого потепления и амплитуда колебаний температуры, которые авторы в настоящей статье не обсуждают. Устойчиво низкое содержание диатомей в осадках периода 680–860 гг., возможно, связано с похолоданием, которое наблюдалось в разных районах Северного полушария в период с 240 по 800 г. [Yang et al., 2002; Mann, Jones, 2003].

В позднем субатлантическом периоде приблизительно с 1300 по 1860 г. условия в Чукотском море были самые суровые, о чём свидетельствует низкое содержание диатомей в осадках, обусловленное, вероятно, понижением биопродуктивности вод. Последнее связано с глобальным похолоданием, из-за которого установился почти постоянный ледовый покров в южной части Чукотского моря, что привело к сокращению поступления богатых биогенными элементами беринговоморских вод. Этот период (с XIII по XIX век) характеризовался заметным похолоданием (Малый ледниковый период) [Bradley, Jones, 1993; Keigwin, 1996; Jones et al., 2001; Esper et al., 2002; Mann, Jones, 2003], которое имело глобальный характер [Broecker, 2001; Brooks et al., 2015]. В Чукотском море осадки северной части каньона Геральд, отвечающие холодным условиям Малого ледникового периода (1630–1790 гг.), свидетельствуют о низкой биологической продуктивности поверхностных вод [Вологина и др., 2016].

Современные относительно теплые условия в Чукотском море, которые характеризуются усилением влияния беринговоморских вод, увеличением солёности и уменьшением ледовитости вод, установились, очевидно, с 1830 г. и продолжаются до настоящего времени [Вологина и др., 2016]. Возросшую биологическую продуктивность последних 11–22 лет в Чукотском море связывают с глобальным потеплением, которое привело к значительному сокращению площади морского льда в Арктике [Вологина и др., 2016]. Конец XX века характеризовался аномально высокими температурами за последние два тысячелетия [Mann et al., 1998, 1999; Jones et al., 2001; Mann, Jones, 2003], что предполагает уникальные условия в этот период. К сожалению, верхние 1–2 см керна, охватывающие несколько последних десятилетий, возможно, были утрачены в ходе пробоотбора, поэтому авторы не обсуждают климатический тренд данного периода.

Таким образом, изучение диатомей в колонке НС11, проведенное на детальной возрастной модели, позволило установить, что за последние 2300 лет в южной части Чукотского моря было два потепления и одно похолодание, которые соответствуют глобальным изменениям климата позднего субатлантического периода. Наиболее благоприятные условия для развития диатомей сложились в период потепления в конце раннего субатлантического периода (~296 г. до н.э. – 630 г. н.э.). Условия были близки к современным, но влияние беринговоморских вод было более сильным, чем в настоящее время, а ветвь относительно теплого Анадырского течения, вероятно, проходила западнее современного положения. В среднем субатлантическом периоде (~630–1300 гг.) условия среды были нестабильными, но в целом благоприятными и близкими к условиям, характерным в настоящее время для самой южной части Чукотского моря. Относительно кратковременное похолодание в ~680–860 гг. н.э. привело к понижению продуктивности вод, что отразилось в низкой концентрации диатомей в осадках этого периода. В конце позднего субатлантического периода (~1300–1860 гг.) осадки формировались в суровых условиях, связанных с глобальным похолоданием (Малый ледниковый период), которое привело к формированию почти постоянного ледового покрова в южной части Чукотского моря и к сокращению притока относительно теплых беринговоморских вод. Современное осадконакопление началось приблизительно с 1860 г.

Авторы благодарны сотрудникам ТОИ ДВО РАН А.С. Астахову за обсуждение статьи и конструктивные замечания, В.А. Ракову за определение раковин двустворчатых моллюсков, использованных для радиоуглеродного датирования, Л.В. Осиповой за химико-техническую обработку образцов для диатомового анализа.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

Астахов А.С., Гусев Е.А., Колесник А.Н., Шакиров Р.Б. Условия накопления органического вещества и металлов в донных осадках Чукотского моря // Геол. Геофиз. 2013. Т. 54, № 9. С. 1348-1364.

Вологина Е.Г., Штурм М., Калугин И.А. и др. Реконструкция условий позднеголоценового осадконакопления по данным комплексного анализа колонки донных отложений Чукотского моря // ДАН. 2016. Т. 469, № 5. С. 597–601.

Геоэкология шельфа и берегов морей России. М.: Ноосфера. 2001. 428 с.

Гусев Е.А., Аникина Н.Ю., Деревянко Л.Г. и др. Развитие природной среды в южной части Чукотского моря в голоцене // Океанология. 2014. Т. 54, № 4. С. 505–517.

Добровольский А.Д., Залогин Б.С. Моря СССР. М.: Изд-во МГУ. 1982. 192 с.

Жузе А.П. Стратиграфические и палеогеографические исследования в северо-западной части Тихого океана. М.: Изд-во АН СССР. 1962. 260 с.

Жузе А.П. Диатомеи в осадках плейстоценового и позднеплиоценового возраста бореальной области Тихого океана // Основные проблемы микропалеонтологии и органогенного осадконакопления в океанах и морях. М.: Наука. 1969. С. 5-27.

Жузе А.П., Мухина В.В., Козлова О.Г. Диатомеи и силикофлагелляты в поверхностном слое осадков Тихого океана // Тихий океан. Микрофлора и микрофауна в современных осадках Тихого океана. М.: Наука. 1969. С. 7-47.

Коучмен Л.К., Огорд К., Трипп Р.Б. Берингов пролив. Л.: Гидрометеоиздат. 1979. 199 с.

Обрезкова М.С., Колесник А.Н., Семилетов И.П. Распределение диатомей в поверхностных осадках морей Восточной Арктики России // Биол. моря. 2014. Т. 40, № 6. С. 473-480.

Полякова Е.И. Арктические моря Евразии в позднем кайнозое. М.: Научный мир. 1997а. 146 с.

Полякова Е.И. Голоцен арктических морей Евразии (диатомовая стратиграфия и палеоокеанология) // Океанология. 1997б. Т. 37, № 2. С. 269-278.

Пушкарь В.С., Черепанова М.В. Диатомеи плиоцена и антропогена Северной Пацифики. Владивосток: Дальнаука. 2001. 228 с.

Семина Г.И. Качественный состав фитопланктона западной части Берингова моря и прилежащей части Тихого океана // Экология морского фитопланктона. М.: ИО АН СССР. 1981. С. 6-32.

Яшин Д.С. Голоценовый седиментогенез арктических морей России // Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона. СПб.: ВНИИОкеангеология. 2000. Вып. 3. С. 57-67.

Astakhov A.S., Bosin A.A., Kolesnik A.N., Obrezkova M.S. Sediment geochemistry and diatom distribution in the Chukchi Sea: application for bioproductivity and paleoceanography // Oceanography. 2015. Vol. 28, no. 3. P. 190–201.

Bradley R.S., Jones P.D. "Little Ice Age" summer temperature variations: their nature and relevance to recent global warming trends // Holocene. 1993. Vol. 3. P. 367-376.

Broecker W.S. Was the Medieval Warm Period global? // Science. 2001. Vol. 291. P. 1497-1499.

Brooks S.J., Diekmannb B., Jones V.J., Hammarlund D. Holocene environmental change in Kamchatka: a synopsis // Global Planet. Change. 2015. Vol. 134. P. 166-174.

Büntgen U., Tegel W., Nicolussi K. et al. 2500 years of European climate variability and human susceptibility // Science. 2011. Vol. 331, no. 6017. P. 578-582.

Darby D.A., Bischof J., Cutter G. et al. New record shows pronounced changes in Arctic Ocean circulation and climate // EOS. Trans. Am. Geophys. Union. 2001. Vol. 82, no. 49. P. 601-620.

Esper J., Cook E.R., Schweingruber F.H. Low-frequency signals in long tree-ring chronologies for reconstructing past temperature variability // Science. 2002. Vol. 295, no. 5563. P. 2250-2253.

Goldberg E.D. Geochronology with ²¹⁰Pb // Proc. of Symp. on Radioactive Dating. Vienna: International Atomic Energy Agency. 1963. P. 121-130.

Grebmeier J.M. Shifting patterns of life in the Pacific Arctic and Subarctic seas // Annu. Rev. Mar. Sci. 2012. Vol. 4. P. 63–78.

Hughes M.K., Diaz H.F. Was there a "Medieval Warm Period", and if so, where and when? // Clim. Change. 1994. Vol. 26, no. 2–3. P. 109–142.

Jones P.D., Briffa K.R., Barnett T.P., Tett S.F.B. High-resolution palaeoclimatic records for the last millennium: interpretation, integration and comparison with General Circulation Model control-run temperatures // Holocene. 1998. Vol. 8, no. 4. P. 455–471.

Jones P.D., Briffa K.R., Osborn T.J. et al. High-resolution palaeoclimatology of the last millennium: a review of current status and future prospects // Holocene. 2009. Vol. 19, no. 1. P. 3–49.

Jones P.D., Osborn T.J., Briffa K.R. The evolution of climate over the last millennium // Science. 2001. Vol. 292, no. 5517. P. 662–667.

Jordan J.W., Mason O.K. A 5000 year record of intertidal peat stratigraphy and sea level change from northwest Alaska // Quat. Int. 1999. Vol. 60, no. 1. P. 37–47.

Keigwin L.D. The Little Ice Age and Medieval Warm Period in the Sargasso Sea // Science. 1996. Vol. 274, no. 5292. P. 1504–1508.

Larsen L.B., Vinther B.M., Briffa K.R. et al. New ice core evidence for a volcanic cause of the A.D. 536 dust veil // Geophys. Res. Lett. 2008. Vol. 35, no. 4. L04708.

Ma H., Zeng S., Chen L. et al. History of heavy metals recorded in the sediment of the Chukchi Sea, Arctic // J. Oceanogr. Taiwan Strait. 2008. Vol. 27, no. 1. P. 15–20.

Mann M.E., Jones P.D. Global surface temperatures over the past two millennia // Geophys. Res. Lett. 2003. Vol. 30, no. 15. P. 1820.

Mann M.E., Bradley R.S., Hughes M.K. Global-scale temperature patterns and climate forcing over the past six centuries // Nature. 1998. Vol. 392. P. 779–787.

Mann M.E., Bradley R.S., Hughes M.K. Northern Hemisphere temperatures during the past millennium: inferences, uncertainties, and limitations // Geophys. Res. Lett. 1999. Vol. 26, no. 6. P. 759–762.

Mason O.K., Jordan J.W. Minimal late Holocene sea level rise in the Chukchi Sea: arctic insensitivity to global change? // Global Planet. Change. 2002. Vol. 32, no. 1. P. 13–23.

McCormick M., Büntgen U., Cane M. et al. Climate change during and after the Roman Empire: reconstructing the past from scientific and historical evidence // J. Interdisc. Hist. 2012. Vol. 43, no. 2. P. 169–220.

McKay J.L., de Vernal A., Hillaire-Marcel C. et al. Holocene fluctuations in Arctic sea-ice cover: dinocyst-based reconstructions for the eastern Chukchi Sea // Can. J. Earth Sci. 2008. Vol. 45, no. 11. P. 1377–1397.

McNeely R., Dyke A.S., Southon J.R. Canadian marine reservoir ages. Preliminary data assessment // Open File 5049. Geological Survey of Canada. 2006. P. 3.

Moberg A., Sonechkin D.M., Holmgren K. et al. Highly variable Northern Hemisphere temperatures reconstructed from lowand high-resolution proxy data // Nature. 2005. Vol. 433. P. 613–617.

Reimer P.J., Bard E., Bayliss A. et al. IntCal13 and Marine13 radiocarbon age calibration curves 0–50,000 years cal BP // Radiocarbon. 2013. Vol. 55, no. 4. P. 1869–1887.

Ren J., Gersonde R., Esper O., Sancetta C. Diatom distributions in northern North Pacific surface sediments and their relationship to modern environmental variables // Paleogeogr., Paleoclimatol., Paleoecol. 2014. Vol. 402. P. 81–103.

Sancetta C. Oceanographic and ecologic significance of diatoms in surface sediments of the Bering and Okhotsk seas // Deep-Sea Res. A. 1981. Vol. 28, no. 8. P. 789–817.

Stuiver M., Reimer P.J. Extended ¹⁴C database and revised CALIB 3.0¹⁴C age calibration program // Radiocarbon. 1993. Vol. 35, no. 1. P. 215–230.

Yang B., Braeuning A., Johnson K.R., Yafeng S. General characteristics of temperature variation in China during the last two millennia // Geophys. Res. Lett. 2002. Vol. 29, no. 9. P. 1–4.

Late Holocene environmental changes in the southwestern Chukchi Sea inferred from diatom analysis.

I. B. Tsoy¹, M. S. Obrezkova¹, K. I. Aksentov¹, A. N. Kolesnik¹, V. S. Panov²

1 - V.I. Ilyichev Pacific Oceanological Institute, Far Eastern Branch, Russian Academy of Sciences, Vladivostok;

2 - Institute of Archeology and Ethnography, Siberian Branch, Russian Academy of Sciences, Novosibirsk

The environmental changes in the southern part of the Chukchi Sea over the last 2300 years (two warmings during the periods ~262 BC–630 AD and ~630–1300 AD and 1 cooling ~1300–1840 AD) were inferred from changes in the content of diatoms in sediments (per gram), the ratio of dominant species and the ecological structure of diatom assemblages. The sediment age was assessed based on the sedimentation rates (0.43 mm/yr) that were determined by ²¹⁰Pb and radiocarbon dating of mollusk shells. The environmental changes in the southern Chukchi Sea that were inferred from the diatom analysis correlate with global climate changes, viz., the warming events of the early (Roman) and the middle (Medieval) Subatlantic and the cooling of the late (Little Ice Age) Subatlantic.

Keywords: diatoms, paleoenvironmental change, late Holocene, Subatlantic, Chukchi Sea, Arctic.