Введение

Одной из важнейших особенностей Арктического океана, окруженного крупнейшими в мире шельфовыми морями, является сезонное или постоянное покрытие морскими льдами и огромный речной сток, который составляет около 10% глобального стока рек в Мировой океан [Aagard, Carmack, 1989]. С этой точки зрения особое значение приобретает изучение Карского моря и впадающих в него крупнейший рек Оби и Енисея (рис. 4.3.1). Пресноводный баланс Северного Ледовитого океана является важнейшим фактором, контролирующим распространение морских льдов и формирование в Северном полушарии донных и промежуточных водных масс, а также ледово-гидрологических условий в самом Арктическом бассейне. Образование и таяние морских льдов результируется в значительных изменениях поверхностного альбедо, энергетическом балансе, температурной и соленосной структуре поверхностных вод, биологических процессах и, таким образом, играет важнейшую роль в глобальной климатической системе. Более того, большие количества растворенного и взвешенного органического и неорганического материала транспортируются крупнейшими арктическими реками. Хотя большая часть этого материала осаждается в прибрежной зоне морей [Лисицын, 1994], значительное количество транспортируется дальше течениями и льдами на внешний континентальный склон и в открытый океан, что играет существенную роль в общем седиментационном и геохимическом бюджете Арктического океана [Stein, 2000] (рис. 4.3.1).

В последние десятилетия установлено значительное увеличение стока сибирских рек, связанное с потеплением климата и увеличением количества осадков, выпадающих в речных бассейнах [Semiletov et al., 2000; Serreze et al., 2000]. В то же время увеличение объемов и температур атлантических вод, поступающих в Северный Ледовитый океан, вызвало сокращение площадей морского ледового покрова, таяние многолетнемерзлых пород и сокращение небольших ледовых куполов в Арктике [Dickson et al., 2000; Serreze et al., 2000]. Все эти природные изменения взаимообусловлены, а также связаны с циклическими вариациями атмосферной циркуляции в Северном полушарии и Арктике [Hurrell, 1995; Thompson, Wallace, 1998; Dickson et al., 2000]. С этой точки зрения детальные данные о прошлых изменениях стока арктических рек и климате за пределами возможностей непосредственных измерений стока могут позволить нам найти новые подходы к пониманию Арктического океана и его роли в глобальной климатической системе.

Материал и методы исследований

В основу работы положены результаты исследований 13 колонок донных осадков, полученных в ходе российско-германских экспедиций в Карском море (1999, 2000, 2001 гг.) из Обского и Енисейского заливов и прилегающих южных и центральных районов моря (рис. 4.3.2; [Stein, Stepanets, 2000, 2001, 2002]). Основные литологические горизонты по 11 исследованным колонкам показаны на рис. 4.3.3. Все колонки включают от одной до двух литологических зон (ЛЗ). Зона I состоит главным образом из илистых глин или глинистых илов, в различной степени биотурбированных. В трех колонках ЛЗ I может быть разделена на биотурбированную подзону Iа и ламинированную нижнюю подзону Iб. Зона II представлена опесчаненными глинистыми илами или глинистыми илистыми песками. В основном осадки ЛЗ II характеризуются значительно более высоким влажным объемным весом [Dittmers et al., 2003].

Физические свойства. Магнитная восприимчивость осадков (MB) и влажный объемный вес определялись во всех колонках с использованием «Multi Sensor Core Logger» (MSCL-14) и точечного сенсора [Weber et al., 1997]. Поскольку ферромагнитные минералы имеют значительно более высокую магнитную восприимчивость (k = +10^-2), чем другие обычные минералы (от -10^-6 до +10^-6), изменения в магнитной восприимчивости (MB) обычно контролируются вариациями содержания ферромагнитных материалов (в основном магнетита, титаномагнетита или маггемита [Thompson, Oldfield, 1986]. Вулканические породы содержат значительно большее количество ферромагнитных минералов, чем другие типы пород. В результате MB может быть использована для определения различий в источниках поступления терригенных материалов. Так как осадки исследованных колонок обнаруживают значительные градиенты в пористости и MB воды почти равна нулю, в высокопористых интервалах MB сигнал, подаваемый минералами, будет сглажен. В связи с этим выполнена коррекция на пористость [Niessen et al., 1998], что позволило подсчитать количество MB транспортированных зерен независимо от пористости. Распределение гранулометрического размера осадков из колонки ВР99-04/7, например количество песчаной, илистой и глинистой фракций, было получено благодаря влажному просеиванию и сепарации.

Гранулометрический состав осадков и глинистые минералы. Для дезинтеграции и устранения органического материала образцы осадков встряхивались в растворе перекиси водорода (10%). Крупные частицы (более 63 мкм) отделялись с помощью влажного просеивания. Илистые (2-63 мкм) и глинистые (менее 2 мкм) фракции разделялись с помощью «Stake's law settling». Для подсчета распределения гранулометрического состава все фракции после высушивания взвешивались. Глинистые фракции (менее 2 мкм) использовались для X-ray дифракционного анализа (XRD). В качестве внутреннего стандарта 1 мл 0,4%-й суспензии молибденита добавлялся к 40 мг глинистого образца. Эта смесь пропускалась через мембранные фильтры (диаметр пор 0,15 мкм) вакуумной фильтрацией для получения высокой степени ориентации глинистых минералов. После выпаривания с помощью этиленгликоля при температуре 50°С в течение 24 часов образцы измерялись при 2-40°С на «Philips goniometer» (PW1820). Следующие пики использовались для идентификации глинистых минералов: 17 Å для смектитов, 10 и 5 Å для иллитов и 7 Å для каолинитов и хлоритов. Для дифференциации каолинитов и хлоритов мы использовали соотношение 3,58 Å - каолинит пика и 3,54 Å - хлорит пика, идентифицированные медленным сканированием. Относительное содержание глинистых минералов подсчитывалось с использованием эмпирических факторов по методу Бискайе [Biscaye, 1965].

Общий органический углерод, н-алканы и биомаркеры. Общий органический углерод (С_орг) и общее содержание азота (N_общ) определялись на LECO-CNS анализаторе. Точность этого метода составляет 0,05% для углерода и 0,005% для азота. Соотношение C/N было подсчитано на молярной основе. Анализ липидов выполнен на газовом хроматографе «Hewlett Packard» (HP 6890, объем 30 м х 0,25 мм, толщина пленки 0,25 мкм; липидная фаза DB-5MS). Гелий применялся в качестве транспортирующего газа (1,5 мл/мин). Идентификация н-алканов осуществлялась на основе GC-технологии. Более детально методика описана в работах [Fahl, Stein, 1997, 1999; Fahl et al., 2003].

Для установления соотношений терригенной и морской составляющих в органическом материале изученных осадков мы использовали распределение длинно-цепочечных н-алканов [Nichols et al., 1984; Prahl, Muehlhausen, 1989; Yunker et al., 1995], а также специфических цитостеролов и кампестеролов [Huang, Meinschein, 1976; Volkman, 1986] и длинноцепочечных жирных кислот с длиной углеродной цепочки более С24 [Parrish et al., 2000] как биомаркеров поступления остатков сосудистых растений наземного происхождения. В качестве индикаторов органического материала морского происхождения были определены диностерол [Huang, Meinschein, 1976; de Leeuw et al., 1983; Volkmann, 1986; Volkmann et al., 1993] и характерные для диатомей короткоцепочечные жирные кислоты [Kates, Volcani, 1966; Ackman et al., 1968; Kattner et al., 1983; Nichols et al., 1984; Fahl, Kattner, 1993; Fahl, Stein, 1997]. Подробно методика данных геохимических анализов осадков Карского моря описана в работах [Stein, Fahl, 2004; Fahl, Stein, 2007].

Радиоуглеродное датирование осадков. Для определения возраста изученных осадков из южной части Карского моря было использовано AMS ¹⁴С-датирование, которое проводилось в основном по раковинам двустворчатых моллюсков [Stein et al., 2003а]. Всего получено более 100 радиоуглеродных датировок, календарный возраст подсчитан по методике [Stuiver et al., 1993] с учетом резервуарного эффекта в 440 лет согласно [Mangerud, Gulliksen, 1975]. На основе этих определений (рис. 4.3.4) подсчитаны общие скорости осадконакопления в районах полученных колонок и скорости аккумуляции осадков, а также диатомей и органического углерода. Полученные радиоуглеродные датировки наряду с сейсмостратиграфическим анализом профилей явились основой стратиграфического расчленения осадков в южной части Карского моря и их межрегиональных корреляций [Stein et al., 2003а].

Диатомовый анализ. Методика диатомового анализа осадков Карского моря подробно описана Е.И. Поляковой [Polyakova, 2003]. Техническая обработка образцов для диатомового анализа проводилась с применением 10%-й НСl и 30%-й Н₂O₂, с последующей декантацией дистиллированной водой. Для количественной оценки содержания диатомей в осадках использовалась методика Р. Баттарби [Battarbee, 1973]. Для приготовления постоянных препаратов осадки помещались на препаратные стекла с использованием смолы Naphrax, индекс рефракции которой 1,68. Створки диатомей изучались в световом микроскопе при увеличении х 1000. В основном подсчитывалось до 300-400 створок в каждом препарате. Затем производился пересчет диатомей на 1 г сухого осадка по методике [Battarbee, 1973] и подсчет содержания в составе диатомовых ассоциаций основных экологических групп [Polyakova, 2003].

Результаты исследований

Хронология осадков и скорости осадконакопления. Точная и детальная хронология является необходимой основой палеогеографических построений, а также необходима для оценки скоростей седиментации и аккумуляции осадков, органического углерода и др. В наших исследованиях хронологическая основа базировалась в первую очередь на AMS ¹⁴С-датировках (рис. 4.3.4). Максимальный возраст осадков, вскрытых грунтовыми трубками в южной части Карского моря, составляет около 16 кал. тыс. лет. Основываясь на радиоуглеродных датировках, подсчитаны линейные скорости седиментации (ЛСС) [Stein et al., 2004]. Как показали результаты исследований, в этот период ЛСС, за некоторым исключением, были высокие во всех колонках и изменялись от 20 до 250 см/тыс.лет. Однако при детальном рассмотрении видны определенные пространственно-временные различия. Так, в эстуарии Оби в колонке ВР00-38/2 средние ЛСС составляли около 35 см/тыс. лет и были определены для временного интервала между 9,2 и 2,1 кал. тыс. л.н., а в течение последних 2000 кал. лет значения ЛСС возросли до 100-250 см/тыс. лет (рис. 4.3.5).

В эстуарии Енисея наиболее детальная информация по ЛСС по колонке ВР99-04/7 получена 12 AMS ¹⁴С-датировками. Эта колонка из северной части главного депоцентра маргинального фильтра (см. рис. 4.3.2) и поэтому в целом характеризуется высокими скоростями осадконакопления, которые варьируют от 36 до 232 см/тыс. лет. Максимальные значения (136-232 см/тыс. лет) установлены для нижнего интервала (ранний голоцен). Возраст основания колонки ВР99-04/7 по экстраполированным данным оценивается примерно в 9,5 кал. тыс. лет. Около основания колонки предполагается хиатус, так как самая нижняя часть, вероятно, представляет осадки литостратиграфической зоны II. Последнее увеличение скоростей седиментации в данной колонке установлено около 2000 кал. л.н. В колонке ВР00-13/3 увеличение скоростей седиментации (более 100 см/тыс. лет) также отмечено в течение последних 2000 кал. лет. Около основания данной колонки предполагается хиатус на границе с литостратиграфическим горизонтом II. Колонка ВР99-05/1 получена к северу от маргинального фильтра (рис. 4.3.2). Здесь ЛСС значительно ниже и изменяются от 14 до 39 см/тыс. лет.

В соответствии с изменениями плотности осадков и содержанием органического углерода основной хиатус в этом районе был с 9 до 3,5 кал. тыс. л.н. (рис. 4.3.3 и 4.3.5). К северу от Енисея высокие ЛСС отмечены также в колонке ВР00-07/7 (58-357 см/тыс. лет) при максимальных значениях в раннем голоцене. В направлении к северу снижение ЛСС очевидно для поздне-среднеголоценового времени в северных колонках. В нижней части этих колонок (например, ранний голоцен), однако, отчетливо выражено возрастание ЛСС приблизительно от 70 до 650 см/тыс. лет.

Основные фации осадков и их гранулометрический состав. Основываясь на описании литологического состава колонок (рис. 4.3.3) и определениях гранулометрического состава [Stein, Levitan, 2001], осадки в изученных колонках представлены в большинстве илистыми глинами или глинистыми илами (горизонт I) и опесчаненными илами или глинисто-илистыми песками (горизонт II). В горизонте I содержание глин, ила и песков составляет соответственно 50-80, 25-50 и менее 10%. В горизонте II песок может быть доминирующим компонентом гранулометрического состава, достигая 75%. Главным компонентом осадков являются глинистые минералы и кварц, а также полевой шпат, фрагменты горных пород, тяжелые минералы, фрагменты растений, бентосные фораминиферы, которые могут встречаться в значительных количествах [Ivanova, 2001; Stein, Levitan, 2001, Левитан, 2007]. Таким образом, преимущественно кремние-кластический состав осадков и подсчитанные значения скоростей седиментации могут интерпретироваться как сигнал поступления и аккумуляции терригенного материала.

С целью получения более точной информации о гранулометрическом составе осадков терригенного (речного) материала колонка ВР99-04/7 из эстуария Енисея была детально исследована на содержание песка, ила и глины. В большей части образцов объемы глин и ила доминировали (ил + глина >75%). Основываясь на содержании песка, колонку ВР99-04/7 можно разделить на четыре интервала [Stein et al., 1999, 2004]. В самой нижней части (интервал 1) определено максимальное содержание песка и минимальное глин (соответственно 44 и 12%). Выше (интервал 2; 760-550 см) содержание песка около 10%. Интервал 3 (550-110 см, от 8 до примерно 2000 кал. л.н.) характеризуется увеличением содержания песчаной фракции, в большинстве образцов оно варьирует от 10 до 30%, а пик 40 и 60% отмечен на глубинах 482 и 321 см. Верхние 110 см (интервал 4, последние 2000 кал. лет) показывают минимальные значения песчаной фракции (от 2 до 8%), где установлено максимальное содержание глинистой фракции (более 50%).

Количество и состав органического углерода. На рис. 4.3.6 и 4.3.7 данные по общему органическому углероду (ООУ) представлены как по глубине, так и по временной шкале [Stein et al., 2004]. В эстуарии Енисея (колонка ВР99-04/7) наименьшие значения ООУ (менее 1-2%) были отмечены в нижней части колонки (подгоризонт Iб). С переходом к илистым глинам (подгоризонт Iа) содержание ООУ резко возрастает почти до 2%. В средней части колонки (675-100 см, примерно от 9 до 2 кал. тыс. л.н.) содержание ООУ варьирует от 0,8 до 1,6% при минимальных значениях, установленных между 48 и 110 см. В верхних 100 см (последние 2000 кал. л.н.) типичны высокие значения ООУ (около 1,5%). Данные по ООУ в колонке из обского эстуария (колонка ВР-38/2) показали очень близкую тенденцию изменений, выявленную в колонке ВР99-04/7 (рис. 4.3.6 и 4.3.7).

В колонке ВР00-23/6 значения ООУ изменчивы в самом нижнем опесчаненном горизонте, ниже 340 см (0,6-1,6%, рис. 4.3.5). В перекрывающих илистых глинах значения ООУ возрастают между 140 и 340 см (1,4-1,8%), а наименьшие значения (от 0,9 до 1,3%) типичны для верхних 140 см. В колонке ВР00-14/3 значения ООУ варьируют от 0,9 до 1,7%, при этом более высокие преобладают в верхних 160 см, соответствующих последним 1,7 кал. тыс. лет. Абсолютный максимум в этой колонке отмечен в одном образце с глубины 230 см (2%). В колонке ВР99-05/01 полученные данные по ООУ показывают высокие амплитудные вариации (от 0,2 до 2,5%) в песчаном горизонте ниже 130 см. В небольшом горизонте (торф) на глубине 275 см установлен абсолютный максимум ООУ - 11,9%. В перекрывающем слоистом подгоризонте преобладают высокие значения ООУ (около 1,7%). В самых верхних 70 см илистых глин, соответствующих последним примерно 3000 кал. лет, ООУ значения варьируют от 0,6 до 1% (рис. 4.3.6).

В колонках ВР00-07/7, ВР00-25/1, ВР00-26/4 к северу от Енисея в голоценовом интервале илистых глин значения ООУ составляют соответственно 1,0-1,4; 0,8-1,2; 0,7-1,0% (рис. 4.3.5 и 4.3.6). В колонках ВР00-25/1, ВР00-26/4 данные по ООУ в подстилающих более песчаных горизонтах характеризуются высокоамплитудными вариациями соответственно 0,1-1,4% и 0,3-1,2%. В колонке ВР00-36/4, расположенной далее всего к северу, в горизонте илистых глин, соответствующих последним приблизительно 11 кал. тыс. лет, ООУ значения варьируют от 0,75 до 1,25%. Если глубины преобразовать во время (рис. 4.3.6), то в нижней части этой колонки выявляется цикличность протяженностью 1000 лет (табл. 4.3.1).

С точки зрения интерпретации данных по общему органическому углероду для палеогеографических реконструкций необходима информация о составе органического материала. Наиболее общая информация об источниках органического углерода может быть получена из значений гидрогенных индексов [Tissot, Welte, 1984; Stein, 1991]. Их значения во всех исследованных колонках в основном ниже 100 мг, что свидетельствует о преобладании терригенного органического материала (рис. 4.3.8). Это также поддерживается отношением C/N, которое достигает в раннем голоцене значений от 15 до 20 [Stein, Fahl, 2004].

В колонке ВР99-04/7 также проведены исследования углеводородов (н-алканов), которые могут дать более точную информацию о вкладе растительного материала наземного происхождения или морского фитопланктона [Fahl, Stein, 2007] (рис. 4.3.8). Данные по углеводородам, в составе которых доминируют длинноцепочечные н-алканы, поддерживают интерпретацию значений гидрогенных индексов о доминировании терригенных источников органического углерода в исследованных осадках. Максимальные значения ООУ (более 1,6-2%) в целом характерны для нижней части колонки (возраст 9300-9000 кал. л.н.), за исключением двух самых нижних образцов, где ООУ составляет 1-1,3%. В интервале осадков, соответствующих 9-7,7 кал. тыс. л.н. ООУ составляет 1,3-1,6%. В средней части колонки (7700-2000 кал. л.н.) значения ООУ варьируют от 0,8 до 1,3%, за исключением трех пиков, соответствующих 7,5; 5 и 4,8 кал. тыс. л.н. Для последних 2000 кал. лет характерны высокие значения ООУ - от 1,3 до 1,5%.

В колонке ВР00-07/7 значения ООУ варьируют в небольших пределах (1-1,3%), и только в самых верхних образцах отмечено более высокое содержание ООУ -до 1,65%.

Прямая корреляция между значениями ООУ и абсолютным количеством длинноцепочечных н-алканов в осадках предполагает, что вариации ООУ контролировались главным образом поступлением терригенного органического вещества. Базируясь на корреляции между значениями ООУ и абсолютным количеством длинноцепочечных н-алканов, найденных в осадках из обского и енисейского эстуариев [Fernandes, Sicre, 2000], относительное содержание терригенного органического вещества в колонке ВР99-04/7 изменяется от 70 до 90% и более.

Для оценки терригенной составляющей в общий вклад ООУ в осадки Карского моря использованы биомаркеры, такие, как длинноцепочечные н-алканы, кампестерол и длинноцепочечные жирные кислоты (более 24). Показателями морских (флювиальных) условий являлись такие биомаркеры, как диностерол и типичные для диатомей жирные кислоты. В колонке ВР99-04/7 уровень значений терригенных биомаркеров в основном соответствует изменениям значений ООУ, за исключением самой нижней части колонки. Между 9,3 и 7,2 кал. тыс. л.н. содержание н-алканов, кампестеролов и β-цитостиролов сокращается с 6 до 3, от 0,3 до 0,1 и от 2,5 до 0,9 мкг/г осадка соответственно. Содержание терригенных жирных кислот варьирует между 8 и 5 мкг/г осадка. В интервале времени 7,2 и 2 кал. тыс. л.н. терригенные биомаркеры показывают относительно низкий уровень с небольшой вариабельностью, за исключением одного максимума для всех терригенных биомаркеров около 5000 кал. л.н. В верхней части колонки последовательно возрастают (до 3,5 мкг/г осадка) значения длинноцепочечных н-алканов - до 0,15 мкг/г осадка кампестеролов, до 1 мкг/г осадка β-стиролов и от 8 до 6 мкг/г осадка для терригенных жирных кислот. Таким образом, содержание терригенного органического углерода в осадках большей части колонки превышает 80% с незначительным снижением содержания (около 70%) в верхней части колонки.

Противоположную тенденцию показывают значения содержания морских (флювиальных) биомаркеров в осадках колонки ВР99-04/7, которые свидетельствуют об их наименьших общих значений в нижней части колонки [Fahl, Stein, 2007]. Вверх по колонке возрастают значения диностеролов от 0,1 мкг/г до максимальных значений (0,4 мкг/г) около 8300 кал. л.н. В интервале времени 8,3-2 кал. тыс. лет содержание диностерола варьирует между 0,1 и 0,25 мкг/г. Содержание типичных для диатомей жирных кислот варьирует между 0,1 и 0,3 мкг/г в интервале времени 9,3 и 2 кал. тыс. л.н., за исключением двух кратковременных максимумов (0,5 и 0,4 мкг/г), установленных соответственно около 7,5 и 5 кал. тыс. л.н. В течение последних 2000 кал. лет содержание как диностеролов, так и специфичных для диатомей жирных кислот значительно возрастает, достигая 0,3-0,5 мкг/г.

В колонке ВР00-07/7 содержание терригенных биомаркеров не показывает каких-либо явных временных тенденций. Содержание длинноцепочечных н-алканов, кампестеролов, β-стеролов и терригенных жирных кислот варьирует в пределах 2,1-3,5, 0,1-0,5, 0,7-2,2, 3-5,4 мкг/г осадка соответственно. Процентное содержание терригенного органического углерода в осадках данной колонки меньше, чем в колонке ВР99-04/7, достигая 50-80. Данные по содержанию диностерола характеризуются высокими значениями (1,5 мкг/г) в нижней части колонки при относительно небольших значениях (0,5-0,9 мкг/г) в средней части колонки и увеличением содержания до 1,2 мкг/г вверх по разрезу колонки. Содержание специфичных для диатомей жирных кислот в осадках колонки варьирует от 0,2 до 0,7 мкг/г с максимумом (1,5 мкг/г осадка) в самой верхней части колонки.

Распределение диатомей в осадках колонки ВР99-04/7. Диатомовые ассоциации в осадках данной колонки разнообразны по таксономическому составу и обильны по количественному содержанию. Всего в составе диатомовых ассоциаций данной колонки установлено более 270 видов и внутривидовых таксонов диатомей. Суммарное содержание створок диатомей в осадках варьирует в широких пределах (от 0,02 до 61,2 млн. створок в 1 г сухого осадка). Для целей палеоокеанологических реконструкций установленные виды диатомей были объединены в три основные экологические группы (рис. 4.3.9): пресноводные и морские и солоноватоводно-морские виды. Пресноводные диатомеи, наиболее разнообразные по таксономическому составу, представлены видами, типичными для рек, озер и болот арктических и субарктических районов Сибири. Их поступление в осадки обусловлено обильным речным стоком. В составе этой группы наиболее обильны планктонные диатомеи рода Aulacoseira. Суммарное содержание пресноводных диатомей в диатомовых ассоциациях изученной колонки варьирует от 40 до 100%, при этом для большей части характерно их высокое процентное содержание (более 70%), что свидетельствует о постоянном обильном речном стоке в данном районе. Речные планктонные диатомеи доминируют почти во всех диатомовых комплексах, составляя до 80% общей численности пресноводных диатомей. Установленная хорошая корреляция между процентным содержанием пресноводных диатомей в составе диатомовых ассоциаций из поверхностного слоя донных осадков эстуариев Оби и Енисея, а также прилегающей части Карского моря и значениями летней солености поверхностных вод в этих районах [Polyakova, 2003] позволила реконструировать изменения палеосолености вод в данном районе моря.

Группа морских и солоноватоводно-морских диатомей состоит главным образом (до 20%) из эвригалинных видов (Thalassiosira baltica, Т. hyperborean, Melosira juergensii, M. moniliformis), типичных для опресненных районов арктического шельфа [Полякова, 1994, 1997]. Морские диатомеи также включают специфическую группу ледово-морских видов, в составе которых доминируют Fossula arctica, Fragilariopsis oceanica, F. cylindrus, являющиеся индикаторами распространения морских льдов в арктических морях [Полякова, 1997; Cremer, 1999а, b]. Установлено, что резкое увеличение процентного содержания ледово-морских диатомей в ассоциациях поверхностных осадков морей Лаптевых и Карского (более 10-20%) приурочено к среднему межгодовому положению стационарной полыньи в этих морях [Bauch, Polyakova, 2000; Polyakova, 2003, Полякова и др., 2000]. В осадках колонки ВР99-04/7 суммарное содержание ледово-морских диатомей варьирует от 0 и 16%, для большей части полученных диатомовых ассоциаций - менее 10%, что предполагает более северное положение полыньи в период формирования отложений, чем в настоящее время. Остальные морские диатомеи представлены в основном холодноводными аркто-бореальными и биполярными планктонными видами (Thalassiosira Antarctica, Т. gravida, Т. nordenskioeldii, Chaetoceros diadema, С. mitra и др.), а также бентосными видами (Diplpneis smithii, D. interrupta, Trachineis aspers и др.), характерными для арктических шельфовых морей.

Максимальные концентрации диатомей в осадках (до 61,2 млн. створок в 1 г), а также экстремально высокие скорости аккумуляции диатомовых створок (более 12 000 млн. створок/см² за 1000 лет), представленных в основном пресноводными видами (до 98,9%), приурочены к нижнему (30 см) горизонту осадков, соответствующему непродолжительному интервалу времени от 9,3 до 9,1 кал. тыс. л.н. (рис. 4.3.9). Это хорошо согласуется с данными по изменениям общих скоростей аккумуляции осадков и ООУ, а также максимальными значениями содержания терригенных биомаркеров (длинноцепочечные н-алканы, кампестерол и длинноцепочечные жирные кислоты) [Fahl, Stein, 2007].

Сказанное выше свидетельствует о том, что в данный временной интервал устье Енисея и соответственно область лавинообразного накопления речной взвеси находилась примерно в 60 км севернее ее современного положения, когда уровень моря был на 30 м ниже современного. Данное предположение подтверждается и низкими значениями реконструированной по диатомеям летней солености поверхностных вод (около 7-8), что в настоящее время характерно для района депоцентра Енисея [Polyakova, 2003].

Последующее повышение уровня моря обусловило быстрое смещение к югу депоцентра в интервале 9,1-8,5 кал. тыс. л.н., что реконструируется по резкому сокращению скоростей аккумуляции осадков, и в первую очередь речного планктона и взвешенного органического вещества (рис. 4.3.8, 4.3.9), и повышению летней солености поверхностных вод до 8,5-9,0 в районе исследований. Кратковременное (от 8,0 до 7,5 кал. тыс. л.н.) увеличение скоростей аккумуляции как морских, так и пресноводных диатомей интерпретируется как возрастание продуктивности вод за счет интенсивного поступления биогенных элементов с речным стоком [Polyakova, Stein, 2004]. Максимально высокая палеосоленость вод (до 12-13), превышавшая современные значения, реконструируется в данном районе Карского моря в интервале 7,5-6 кал. тыс. л.н. и была, вероятно, связана с увеличением поступления североатлантических вод, которые проникали в юго-восточные районы Карского моря по погребенным палеодолинам Енисея. Усиление адвекции атлантических вод в этот период фиксируется также в северных районах Баренцева моря и северо-западных районах Карского моря [Duplessy et al., 2001; Lubinski et al., 2001].

Начиная примерно с 6000 кал. л.н. реконструированные по диатомеям значения палеосолености поверхностных вод постепенно снижались до современного уровня [Polyakova, Stein, 2004]. Вместе с тем в этот период выделяются две основные фазы (около 5 и 2 кал. тыс. л.н.) относительно низкой палеосолености (до 8-9) (рис. 4.3.9), что предполагает усиление интенсивности речного стока, подтверждаемое данными по распределению терригенных биомаркеров в осадках колонки, суммарное содержание которых также значительно повышается в эти периоды (рис. 4.3.8). Последняя фаза (около 2,0-1,8 кал. тыс. л.н.), характеризуется резким увеличением скоростей аккумуляции осадков, включая общее органическое вещество (рис. 4.3.5). Начиная с 1,8 кал. тыс. л.н. значения солености поверхностных вод варьировали от 8 до 10. Результаты гранулометрического анализа осадков и их магнитной восприимчивости свидетельствуют о том, что на протяжении примерно 2,5 кал. тыс. лет интенсивность стока Енисея снижалась [Stein et al., 2003, 2004]. Интересно отметить, что это сокращение стока Енисея совпадает со снижением количества осадков, выпадавших в бассейне Байкала, воды которого через вытекающую из него многоводную Ангару, являются одной из важнейших составных частей водного баланса Енисея (более 20% общего ежегодного стока Енисея).

Постгляциальное развитие седиментационных обстановок в южной части Карского моря

Эволюция постгляциальных обстановок в южной части Карского моря определялась в первую очередь повышением уровня моря в ходе гляциоэвстатической трансгрессии, изменениями речного стока главным образом крупнейших сибирских рек Оби и Енисея, береговой эрозией, климатическими и ледовыми обстановками в Арктике. Согласно последним данным и палеогеографическим реконструкциям, во время последнего ледникового максимума северная часть Карского моря была покрыта ледниковым щитом, в то время как в южной части моря граница ледникового щита располагалась вдоль южной и восточной границ Новоземельского желоба, и южная часть Карского моря оставалась в основном свободной ото льда [Svendsen et al., 2004; Stein et al., 2003, 2004]. Таким образом, южная мелководная часть Карского моря, осушенная в период предголоценовой регрессии, представляла собой область активного развития субаэральных мерзлотных и флювиальных процессов, а аллювиальные (терригенные) осадки транспортировались значительно дальше к северу, чем в настоящее время (рис. 4.3.10). В ходе постгляциальной трансгрессии мелководная часть шельфа Карского моря быстро затоплялась, и смещение береговой линии к югу оказало огромное воздействие на развитие обстановок на шельфе [Dittmers et al., 2003; Stein et al., 2003, 2004]. К сожалению, отложения последнего ледникового максимума не были вскрыты полученными нами колонками. Исключение составляет колонка ВР99-05/1 из северо-восточной части енисейского эстуария, которой вскрыты опесчаненные осадки, соответствующие литологическому горизонту II, возраст которых определен в 15,5 кал. тыс. л.н. Выделенные из отложений этого горизонта обильные диатомовые ассоциации предполагают, что формирование их происходило в условиях заболоченной поймы реки [Polyakova, Stein, 2004].

Анализ полученных материалов, в первую очередь касающихся изменений скоростей аккумуляции осадков, дает информацию о пространственно-временных изменениях обстановок осадконакопления на шельфе Карского моря. В раннем голоцене, примерно 11-10 кал. тыс. л.н., скорости аккумуляции осадков были максимальными (около 150-700 г/см² за 1000 лет) в центральной части моря и значительно превышали средние скорости для голоцена (рис. 4.3.5, 4.3.10). В этот период уровень моря был примерно на 40-50 м ниже современного, а большая часть мелководного шельфа являлась областью развития субаэральных процессов. Терригенные осадки транспортировались значительно дальше к северу, чем в настоящее время, и основные депоцентры располагались в центральной части Карского моря. Последовательное повышение уровня моря в ходе постгляциальной трансгрессии привело к тому, что примерно к 9000 кал. л.н. седиментационные обстановки в центральной части моря резко изменились, так как основные депоцентры сместились к югу. В интервале времени 9,3-9,1 кал. тыс. л.н., когда уровень моря достиг положения современной изобаты 30 м, устье Енисея и область «лавинной седиментации» находились в самой северо-восточной части эстуария Енисея (колонка ВР99-04/7). Это установлено по максимально высоким скоростям аккумуляции осадков, включая общий органический углерод, а также экстремально высоким скоростям аккумуляции диатомей, представленными в основном речными видами (рис. 4.3.9). Преимущественно терригенный состав органического вещества в данном интервале осадков подтверждается также максимально высоким содержанием терригенных биомаркеров (длинноцепочечные н-алканы, кампестерол и длинноцепочечные жирные кислоты) (рис. 4.3.8).

В результате дальнейшего повышения уровня моря и смещения к югу устьев рек депоцентры достигли их современного положения около 6000 кал. л.н., когда уровень моря в ходе гляциоэвстатической трансгрессии приблизился к современному.

С этого времени скорости аккумуляции осадков существенно не изменялись, за исключением непродолжительного интервала около 2000 кал. л.н., характеризовавшегося резким увеличением скоростей аккумуляции, которое установлено во многих районах шельфа Карского моря (рис. 4.3.5). Так, в колонке ВР00-04/7 скорости аккумуляции в этот период возросли до 75 г/см² за 1000 лет, и такая же тенденция установлена в колонках из енисейского и обского эстуариев (ВР00-14/3 и ВР00-38/2). Увеличение скоростей аккумуляции диатомей, в первую очередь пресноводных видов, а также содержания терригенных биомаркеров в осадках свидетельствует об увеличении стока Енисея (рис. 4.3.9 и 4.3.7).

Заключение

1. Результаты выполненных исследований показали, что донные осадки Карского моря несут всестороннюю информацию об изменениях речного стока. Изменения в гранулометрическом составе осадков, их магнитной восприимчивости, содержании органического углерода, обилии пресноводных диатомей и содержании терригенных биомаркеров позволяют осуществить детальные реконструкции палеостока рек в южной части моря.

2. Изменения постгляциальных обстановок в Карском море контролировались в первую очередь повышением уровня моря в ходе гляциоэвстатической трансгрессии, изменениями речного стока и активной береговой эрозией. Результаты исследований детально AMS ¹⁴С-датированных колонок донных осадков из южной части Карского моря, обского и енисейского эстуариев показали, что в раннем голоцене (11-10 кал. тыс. л.н.) максимальные скорости аккумуляции были характерны для центральных районов моря. В это время уровень моря был ниже современного на 40-50 м, обширный внутренний шельф Карского моря экспонирован и представлял собой область активного развития субаэральных мерзлотных и флювиальных процессов, а аллювиальные (терригенные) осадки транспортировались значительно дальше к северу, чем в настоящее время.

3. В результате последовательного повышения уровня моря основные депоцентры смещались к югу, и к 6000 кал. л.н. достигли современного положения. С этого времени седиментационные и гидрологические условия в южной части Карского моря в целом оставались близкими к современным. Исключение составлял кратковременный интервал около 2000 кал. л.н., для которого характерно увеличение стока Енисея, что установлено на основе значительного увеличения скоростей аккумуляции осадков, включая общий органический углерод, а также скоростей аккумуляции диатомей и общим увеличением содержания терригенных биомаркеров.

Работа выполнена при поддержке российско-германского проекта «Siberian River Run-off (SIRRO)», Российского фонда фундаментальных исследований (проект № 06-05-65267); российско-германской Лаборатории морских и полярных исследований им. О.Ю. Шмидта.

ЛИТЕРАТУРА

Лисицын А.П. Маргинальный фильтр океанов // Океанология. 1994а. Т. 34. № 5. С. 735-743.

Полякова Е.И. Особенности формирования танатоценозов диатомей в донных осадках арктических морей // Океанология. 1994. Т.44. №5,с. 346-352.

Полякова Е.И. Арктические моря Евразии в позднем кайнозое М.: Научный мир, 1997. 145 с.

Aagard K., Carmack E.C. The role of sea ice and other fresh water in the arctic circulation // J. of Geophysical Research. 1989. N94. P. 14485-14498.

Ackman R.G., Tocher C.S., McLachlan J. Marine phytoplankter fatty acid // J. Fish Res. Board Can. 1968. Vol. 25. P. 1603-1620.

Battarbee R.W. A new method for estimation of absolute microfossil numbers, with reference especially to diatoms // Limnol. Oceanogr. 1973. Vol. 18. P. 647-654.

Bauch H.A., Polyakova Ye.I. Late Holocene variations in Arctic shelf hydrology and sea-ice regime: Evidence from north of the Lena Delta // Int. J. Earth Sci. 2000. 89 (3). P. 569-577.

Biscaye P.E. Mineralogy and sedimentation of recent deep-sea clays in the Atlantic Ocean and adjacent seas and oceans // Geological Society America Bulletin. 1965. Vol. 76. P. 803-832.

Cremer H. Distribution patterns of diatom surface sediment assemblages in the Laptev Sea (Arctic Ocean) // Mar. Micropal. 1999a. Vol. 38. P. 39-67.

Cremer H. Spatial distribution of diatom surface sediment assemblages on the Laptev Sea shelf// Kassens, H. et al. (Eds.) Land-Ocean System in the Siberian Arctic. Dynamics and History. Berlin; Heidelberg: Springer-Verlag, 1999b. P. 533-560.

De Leeuw J.W., Rijpstra W.I.C., Schenk P.A., Volkman J.K. Free, esterfied, and residual bound sterols in Black Sea Unit I sediments // Geochem. Cosmochem. Acta. 1983. Vol. 47. P. 455-465.

Dickson R.R., Osborn T.J., Hurrell J.W. et al. The Arctic Ocean Response to the North Atlantic Oscillation // J. of Climate. 2000. Vol. 13.N 15. P. 2671-2696.

Dittmers K., Messen E., Stein R. Holocene sediment budget and sedimentary history for the Ob and Yenisei estuaries // Stein R., Fahl K., Futterer D.K. et al. (Eds.) Siberian River Run-off in the Kara Sea: Characterization, Quantification, Variability, and Environmental Significance, Proceedings in Marine Sciences. 2003. Vol. 6. Elsevier, Amsterdam. P. 478-547.

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

Fahl K., Stein R. Modern organic carbon deposition in the Laptev sea and the adjacent continental slope: surface-water productivity vs terrigenous input // Org. Geochemistry. 1997. Vol. 26. P. 379-390.

Fahl K., Stein R. Biomarkers as organic-carbon-source and environmental indicators in the Late Quaternary Arctic Ocean: Problems and perspectives // Marine Chemistry. 1999. Vol. 63. P. 293-309.

Fahl K., Stein R. Biomarker records, organic carbon accumulation, and river discharge in the Holocene southern Kara Sea (Arctic Ocean) // Geo-Mar. Letters. 2007. Vol. 27. P. 13-25.

Fahl K., Stein R., Gaye-Haake B. et al. Biomarkers in surface sediments from the Ob and Yenisei estuaries and the southern Kara Sea: Evidence for paniculate organic carbon sources, pathways, and degradation // Stein R. et al. (Eds). Siberian river run-off in the Kara Sea. Characterization, quantification, variability and environmental significance. Proceedings in marine Science. 2003. Vol. 6. P. 329-348.

Fernandes M.B., Sicre M.A. The importance of terrestrial organic carbon inputs on Kara Sea shelves as revealed by n-alkanes, ОС and δ¹³C values // Org. Geochem. 2000. Vol. 31. P. 363-374.

Huang W.-Y., Meinschein W.G. Sterols as source indicators of organic materials in sediments // Geochem. Cosmochim. Acta. 1976. Vol. 40. N 3. P. 323-330.

Hurrell J.W. Decadal trends in the North Atlantic Oscillation: Regional temperatures and precipitation // Science. 1995. Vol. 269. P. 676-679.

Ivanova E. Benthic foraminifera from the southern Kara Sea: Preliminary results // Berichte zur Polar und Meeresforschung. 2001. Vol. 393. P. 141-150.

Kates K., Volcani B.E. Lipid components of diatoms // Biochem. Biophys. Acta. 1966. Vol. 116. P. 264-278.

Kattner G., Gercken G., Eberlein К. Development of lipids during a spring plankton bloom in the Northern North Sea. I. Paniculate fatty acids // Mar. Chem. 1983. Vol. 14. P. 149-162.

Lubinski D.J., Polyak L., Forman S.L. Freshwater and Atlantic water inflow to the deep northern Barents and Kara seas since ca 13 ¹⁴C ka: foraminifera and stable isotopes // Quaternary Science Reviews. 2001. N 20. P. 1851-1879.

Mangerud J., Gulliksen S. Apparent radiocarbon ages of recent marine shells from Norway, Spitsbergen, and Arctic Canada // Quaternary Research. 1975. Vol. 5. Is. 2. P. 263-273.

Nichols P.D., Jones G.J., Leeuw J.W., Johns R.B. The fatty acid and sterol composition of two marine dinoflagellates // Phytochem. 1984. Vol. 23. №5. P. 1043-1047.

Niessen F., Jarrard R.D., Bücker C. Log-based physical properties of the CRP-1 Core, Ross Sea, Antarctica. 1998. Terra Antarctica 5, P. 299-310.

Parrish C.C., Abrajano T.A., Budge S.M. et al. Lipid and Phnolic Biomarker in the Marine Ecosystem: Analysis and Applications // A Handbook of Environmental Chemistry. 2000. Vol. 5. Part D. Mar. Chem. P. 193-223.

Polyakova Ye.I. Diatom assemblages in the surface sediments of the Kara Sea (Siberian Arctic) and their relationship to oceanological conditions // Siberian River Run-off in the Kara Sea: Characterization, Quantification, Variability, and Environmental Significance. Proceedings in Marine Sciences / Eds. R. Stein et al. Amsterdam: Elsevier, 2003. P. 375-400.

Polyakova Ye.I., Stein R. Holocene paleoenvironmental implications of diatom and organic carbon records from the southeastern Kara Sea (Siberian Margin) // Quaternary Research. 2004. Vol. 62. P. 256-266.

Prahl F.G., Muehlhausen L.A. Lipid biomarkers as geochemical tools forpaleoceanographic study // Productivity of the Ocean: Past and Present / Ed. W.H. Berger et al. Life' Sci. Res. Rep. 1989. Vol. 44. P. 271-290.

Semiletov I.P., Savelieva N.I., Wetter G.E. et al. The dispersion of Siberian river flows into coastal waters: meteorological, hydrological and hydrochemical aspects // The Freshwater Budget of the Arctic Ocean / Eds. E.L Lewis et al. Dordrechts: Kluwer Academic Publishers, 2000. P. 326-366.

Serreze M.C., Walsh J.E., Chapin F.S. et al. Observational evidence of recent changes in the Northern High-Latitude environment // Climatic Changes. 2000. Vol. 46. P. 159-207.

Stein R. Accumulation of organic carbon in marine sediments. Lecture Notes in Earth Sciences. Heidelberg: Springer, 1991. Vol. 34. 217 p.

Stein R. Circum-Arctic river discharge and its geological record: an introduction // International J. of Earth Science. 2000. № 89. P. 447-449.

Stein R., Fahl K. The Kara Sea: Distrribution, sources, variability and burial of organic carbon // The Arctic Ocean Orgabic Carbon Cycle: Present and Past / Eds. R. Stein, R.W. Macdonalds. Berlin: Springer-Verlag, 2004. P. 237-266.

Stein R., Levitan M. Grain-size and sediment composition of sediment cores based on lithological core description and smear-slide estimates // Reps. Pol. Mar. Res. 2001. Vol. 393. P. 110-119.

Stein R., Stepanets O. (Eds). Scientific Cruise Report of the Joint Russian-German Kara-Sea Expedition of RV "Akademik Boris Petrov" in 1999 // Reports on Polar Research. 2000. Vol. 360. 141 p.

Stein R., Stepanets O. (Eds). Scientific Cruise Report of the Kara-Sea Expedition 2001 of RV "Akademik Boris Petrov": The German-Russian Project on Siberian River Run-off (SIRRO) and the EU Project "ESTABLISH" // Reports on Polar Research. 2002. Vol. 419. 278 p.

Stein R., Stepanets O. (Eds). The German-Russian Project on Siberian River Run-off (SIRRO): Scientific Cruise Report of the Kara-Sea Expedition "SIRRO 2000" of RV "Akademik Boris Petrov" and first results // Reports on Polar Research. 2001. Vol. 393. 287 p.

Stein R., Fahl K., Niessen F., Siebold M. Late Quaternary Organic Carbon and Biomarker Records from the Laptev Sea Continental Margin: Implications for organic carbon flux and composition // Land-ocean systems in the Siberian Arctic: dynamics and history / Eds. H. Kassens et al. Berlin: Springer, 1999. P. 635-655.

Stein R., Fahl K., Fütterer D.K. et al. /Eds. Siberian river run-off in the Kara Sea: Characterisation, quantification, variability and environmental significance // Proceedings in Marine Sciences. Amsterdam: Elsevier, 2003. Vol. 6. 484 p.

Stein R., Dittmers К., Fahl K. et al. Arctic (paleo) river discharge and environmental change: evidence from the Holocene Kara Sea sedimentary record // Quaternary Science Review. 2004. Vol. 23. P. 1485-1511.

Stuiver M., Reimer P.J. Extended ¹⁴C database and revised CALIB 3.0 ¹⁴C ages calibration program // Radiocarbon. 1993. Vol. 35(1). P. 215-230.

Svendsen J., Alexanderson H., Astakhov V. et al. Late Quaternary ice sheet history of Northern Eurasia // Quaternary Science Reviews. 2004. N 23. P. 1229-1271.

Tissot B.P., Welte D.H. Petroleum Formation and Occurrence. Heidelberg: Springer Verlag, 1984. P. 699.

Thompson R., Oldfield F. Environmental Magnetism: Boston: Allen and Unwin, 1986.

Thompson D.W.J., Wallace J.M. The Arctic Oscillation signature in the wintertime geopotential height and temperature fields // Geophysical Research Letters. 1998. Vol. 25. P. 1297-1300.

Volkman J.K. A review of sterol markers for marine and terrigenous organic matter // Org. Geochem. 1986. Vol. 9. № 2. P. 83-99.

Volkman J.K., Barret S.M., Dunstan G.A., Jeffey S.W. Geochemical significance of the occurrence of dinosterol and other 4-methyl sterols in marine diatom // Org. Geochem. 1993. Vol. 20. P. 7-15.

Weber M.E., Niessen F., Kuhn G., Wiedicke M. Calibration and application of marine sedimentary physical properties using a multi-sensor-core-logger // Mar. Geol. 1997.Vol. 136. P. 151-172.

Yunker M.B., Macdonald R.W., Veltkamp D.J., Cretney W.J. Terrestrial and marine biomarkers in a seasonally ice-covered Arctic estuary - integration of multivariate and biomarker approaches // Mar. Chem. 1995. Vol. 49. P. 1-50.

4.3. Postglacial changes of riverine discharge and sedimentary environments in the southern Kara Sea

R. Stein¹, K. Fahl¹ Ye.I. Polyakova², K. Dittmers¹

¹ Alfred Wegener Institute of Polar and Marine Researches (AWI), Bremerhaven, Germany. ² Lomonosov Moscow State University (MSU), Geographical Faculty, Moscow, Russia

In this paper, we summarized data on terrigenous sediment supply in the Kara Sea and its accumulation and spatial and temporal variability during the Holocene. AMS ¹⁴C dated sediment cores from the Ob and Yenisei estuaries and the adjacent inner Kara Sea were investigated to determine the terrigenous sediment fluxes and their relationship to paleoenvironmental changes. Sedimentological, organic-geochemical, and micropaleontological proxies allow to characterize the past (riverine) terrigenouse sediment input onto the shelf. The variability of sediment fluxes during the early Holocene times is related to the post-glacial sea-level rise and river discharge and coastal erosion input. Whereas during the late / middle Holocene most of the terrigenous sediments were deposited in the estuaries and the areas directly off the estuaries, huge amounts of sediments accumulated on the Kara Sea shelf farther north during the early Holocene about 9 cal. kyr BP. The maximum accumulation at that time is related to the lower sea level, increased coastal erosion, and increased river discharge.