Специфика постледникового развития Белого моря обусловлена последовательной деградацией Скандинавского ледника в позднем плейстоцене и голоцене, установлением водообмена с Баренцевым морем и дифференцированными гляциоизостатическими и неотектоническими поднятиями в пределах его бассейна. Разновременные процессы осадконакопления для каждого седиментационного района Белого моря в голоцене определили существенные различия в составе и региональном строении осадочной толщи. Вместе с тем, стратиграфическое расчленение толщ донных осадков Белого моря и их возрастная интерпретация до последнего времени основывались, в основном, на микропалеонтологических данных и их корреляции с известными датированными разрезами прилегающей суши [Джиноридзе, 1971; Малясова, 1976; Невесский и др., 1977; Хотинский, 1987].

Для реконструкций палеоокеанологических условий в Белом море нами выполнено комплексное исследование палиноморф, включая водные палиноморфы, представленные цистами динофлагеллат, зелеными водорослями, акритархами и органическими остатками скелетов фораминифер, а также наземные (пыльца и споры). Основой палеореконструкций стали первые радиоуглеродные (AMS¹⁴C) датировки толщи донных осадков Белого моря. Метод водных палиноморф в нашей стране начал использоваться в морских геологических исследованиях ограниченной группой специалистов сравнительно недавно, в то время как полученные данные свидетельствуют о перспективности его использования для изучения плейстоценовых и голоценовых осадков арктических морей, в частности для реконструкций обстановок осадконакопления, речного стока и ледово-гидрологических параметров водных масс [Mudie, 1992; de Vernal et al, 2001; Клювиткина, Баух, 2006; Новичкова, Полякова, 2007, 2008]. Для осадков Белого моря метод анализа водных палиноморф применен впервые, а его комплексное использование вместе с наземными палиноморфами открывает большие перспективы для палеореконструкций среды и климата.

Для оценки речного стока в течение голоцена - позднего плейстоцена в Белом море использовался CD-критерий - соотношение содержания в составе ассоциаций водных палиноморф пресноводных зеленых водорослей, которые приносятся на шельф с речными водами, и морских цист динофлагеллат [Matthiessen et al., 2000; Клювиткина, Баух, 2006; Клювиткина, 2007]. Использование АН-критерия [Bujak, 1984; Mudie, 1992; Клювиткина, 2007] как отношение содержания цист автотрофных (фотосинтезирующих) видов динофлагеллат к цистам гетеротрофных видов позволяет сделать количественную оценку интенсивности притока олиготрофных баренцевоморских вод в течение голоцена.

Колонка 6062 (глубина моря 71 м , длина 338 см ) получена в Онежском заливе в районе Соловецких островов (пролив Восточная Салма). В осадках ~ 11 ¹⁴С тыс. л.н. ассоциация цист динофлагеллат представлена как автотрофными космополитными видами, способными выживать при низких температурах, так и холодноводными гетеротрофными эвригалинными видами, которые широко распространены в настоящее время в областях с продолжительным ледовым покровом. Значения CD-критерия повышены, а видовой состав пресноводных водорослей указывает на существовавший приток холодных, чистых олиготрофных пресных вод. В интервале ~ 11-10 ¹⁴С тыс. л.н. присутствуют единичные экземпляры цист холодноводных видов динофлагеллат. Показатели притока как пресных, так и морских вод минимальны, что свидетельствует о небольшой гидродинамической активности водоема. Около 10-9 ¹⁴С тыс. л.н. концентрации цист динофлагеллат резко возрастают в основном за счет быстрого развития космополитных видов североатлантического происхождения и появления в составе ассоциаций новых видов (как автотрофных, так и гетеротрофных). Происходит смена обстановок осадконакопления с ледниково-морской на морскую.

По результатам комплексного анализа водных и наземных палиноморф выделены следующие этапы развития западной части Белого моря.

Период 13-11,5 тыс. кал. л.н. (11-10 ¹⁴С тыс. л.н.; поздний дриас). По данным анализа водных палиноморф, в Онежском заливе реконструируется холодноводный солоноватоводный водоем с низким уровнем первичной продукции и притоком пресных вод, вероятно, ледникового происхождения, что установлено по наличию в спектрах космополитного вида О. centrocarpum (его арктических подвидов) в сочетании с холодноводными полярными видами (I. minutum и Е. karaense). АН-критерий ≈0. Растительность побережий, как по собственным, так и по многочисленным опубликованным данным, была представлена тундровыми и лесотундровыми сообществами. Наши данные хорошо сопоставляются с данными по северной части Атлантического океана, где для периода 11,2-10,2 ¹⁴С тыс. л. н. реконструирована суровая ледовая обстановка, блокировавшая приток теплых океанских вод на шельф Северной Евразии и вызвавшая смещение к югу субполярного фронта [Koç et al., 1993].

Период 11,5-10 тыс. кал. л.н. (10-9¹⁴С тыс. л.н.; примерно соответствует пребореальному периоду) является переходным для Белого моря. Анализ ассоциаций водных палиноморф показывает (по началу роста АН-критерия) резко возросшую циркуляцию вод в Белом море при смене обстановок осадконакопления с ледниково-морских на морские. По данным анализа состава ассоциаций водных палиноморф, за счет присутствия космополитных видов диноцист реконструируются большие сезонные колебания температуры фотического слоя вод, а наличие цист эвригалинных холодноводных видов позволяет предположить продолжающийся процесс дегляциации бассейна, завершившийся, вероятно, около 10 тыс. кал. л.н. Состав спорово-пыльцевых спектров постепенно обогащался древесными видами, и к концу пребореального времени по берегам Белого моря, вероятно, сформировались леса из березы и сосны.

Для периода 10-9 тыс. кал. л.н. (9-8 ¹⁴С тыс. л.н.; бореальный период) характерно резкое увеличение притока баренцевоморских вод. В прибрежной зоне о. Анзерский с этого времени гранулометрический состав осадков меняется с мелко- и тонкозернистого до крупнопесчаного и показывает усиление течений и абразионной деятельности волн. Во второй половине бореала положение полярного фронта в Баренцевом море сместилось в северном и северо-восточном направлении, и продуктивность вод увеличилась [Polyak, Mikhailov, 1996]. В Белом море это привело к тому, что после 9,5 ¹⁴С тыс. л.н. (10,2 тыс. кал. л.н.) в осадках северо-восточной части Онежского залива отмечено максимальное содержание диноцист космополитных видов североатлантического происхождения. Существенное сокращение продолжительности ледового покрова реконструируется по увеличению доли тепловодных видов S. ramosus после 8,6 тыс. кал. л.н. Появление в морских и наземных спектрах большой доли бореальных видов с доминированием сосны позволяет предположить наличие лесотундровых и лесных биоценозов по берегам Белого моря.

Период 9-5,8 тыс. кал. л. н. (8-5 ¹⁴С тыс. л.н.; соответствует атлантическому периоду голоцена) отражен в составе ассоциаций водных палиноморф появлением новых для Белого моря цист тепловодных видов. В составе ассоциаций диноцист возрастает доля субтропических видов и снижается роль космополитных, что говорит о смягчении условий их обитания и отсутствии резких колебаний температуры поверхностных вод по сезонам. Исследования цист динофлагеллат Баренцева моря для последних 8,3 тыс. кал. л.н. показали активную адвекцию теплых североатлантических вод (особенно в период 8-5 тыс. кал. л.н.) в его южной части по увеличению доли цист P. dalei [Voronina et al., 2001]. Наши данные свидетельствуют о максимальном увеличении роли цист относительно тепловодных видов P. dalei и S. ramosus в период 7,5-6 тыс. кал. л.н. Наиболее высокие температуры воздуха реконструированы около 5,5 ¹⁴С тыс. л.н. в период климатического оптимума голоцена [Климанов, Елина, 1984], во время которого по берегам Белого моря доминировали биоценозы лесов южно-средне- и северотаежных типов, нашедшие отражение в пыльцевых спектрах морских осадков.

Для начала периода 5,8-2,6 тыс. кал. л.н. (5-2,5 ¹⁴С тыс. л. н.; суббореальный период) по комплексам палиноморф фиксируется понижение температур поверхностных вод Белого моря, что реконструируется на основе сокращения количества цист тепловодных видов динофлагеллат и некоторого увеличения роли гетеротрофных холодноводных видов (I. minutum, В. simplex, E. karaense) в составе ассоциаций. Согласно полученным данным, температуры поверхностных вод вновь понижаются после термического оптимума голоцена, а продолжительность ледового покрова несколько увеличивается. Кроме того, развиваются виды, способные существовать при резких колебаниях температуры вод по сезонам, что позволяет предположить снижение притока баренцевоморских вод. Наши данные сопоставимы с информацией по сокращению адвекции атлантических вод в Норвежско-Гренландском бассейне ~5 ¹⁴С тыс. л.н., которое привело к расширению влияния арктических условий на весь Гренландский бассейн [Коç et al., 1993]. Похолодание ~4 ¹⁴С тыс. л.н. отмечено также для западного побережья Норвегии [Grosfjeld et al., 1999]. Похолодание на границе атлантического и суббореального периодов голоцена привело к значительному изменению растительности на Северо-западе России [Елина и др., 2000], и по берегам Белого моря начали господствовать среднетаежные леса, что реконструируется и по нашим палинологическим данным.

В период 2,6 тыс. кал. лет – современность (2,5-0 ¹⁴С тыс. л.н.; субатлантический период) состав ассоциаций водных палиноморф становится близким к современному с учетом региональных особенностей формирования в поверхностных осадках Белого моря [Новичкова, Полякова, 2007].

Авторы благодарны академику А.П. Лисицыну и В.П. Шевченко за предоставленные материалы для исследований и помощь в подготовке материла к публикации. Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект № 09-05-00906-а), гранта поддержки ведущих научных школ № НШ-361.2008.5, проект № 4.4 программы № 17 фундаментальных исследований Президиума РАН.

Список литературы

1. Джиноридзе Р.Н. Диатомовые водоросли из донных осадков Белого моря в связи с его историей в голоцене: Авто-реф. дис. ... канд. биол. наук. Л., 1971. 23 с.

2. Елина Г.А., Лукашов А.Д., Юрковская Т.К. Позднеледниковье и голоцен Восточной Фенноскандии (палеорастительность и палеогеография). Петрозаводск: Карельский научный центр РАН, 2000. 242 с.

3. Климанов В.А., Елина Г.А. Изменения климата на Северо-западе Русской равнины в голоцене // Докл. АН. СССР. 1984. Т. 274. Вып. 5. С. 1164-1167.

4. Клименко В.В., Климанов В.А., Сирин А.А., Слепцов А.М. Изменение климата на западе европейской части России в позднем голоцене // Докл. АН. 2001. Т. 376. № 5. С. 679-683.

5. Клювиткина Т.С. Детальные реконструкции палеогидрологических условий в восточной части моря Лаптевых за последние 11,3 тыс. лет / Деп. ВИНИТИ № 1512-В2006 от 06.12.06 // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 5, географ., № 2. М„ 2007. 26 с.

6. Клювиткина Т.С., Баух X.А. Изменения палеоокеанологических условий в море Лаптевых в голоцене по материалам исследования водных палиноморф // Океанология. 2006. Т. 46. №6. С. 911-921.

7. Малясова Е.С. Палинология донных осадков Белого моря. Л.: ЛГУ, 1976. 120 с.

8. Невесский Е.Н., Медведев В.С., Калиненко В.В. Белое море. Седиментогенез и история развития в голоцене. М.: Наука, 1977. 236 с.

9. Новичкова Е.А., Полякова Е.И. Палеогидрологические изменения в Белом море за исторический период времени на основе анализа цист динофлагеллат // ДАН. 2008. Т. 422. № 6. С. 819-822.

10. Новичкова Е.А., Полякова Е.И. Цисты динофлагеллат в поверхностных осадках Белого моря // Океанология. 2007. Т. 5. №47. С. 709-719.

11. Хотинский Н.А. Радиоуглеродная хронология и корреляция природных и антропогенных рубежей голоцена / Алексеев М.Н. (ред.) Новые данные по геохронологии четвертичного периода. М.: Наука, 1987.

12. Bujak J.P. Cenozoic dinoflagellate cysts and acritarchs from the Bering Sea and northern North Pacific, DSDP Leg 19 // Micropaleontology. 1984. V. 30. № 2. P. 180-212.

13. De Vernal A., Henry M., Matthiessen J. et al. Dinoflagellate cyst assemblages as tracers of sea-surface conditions in the northern North Atlantic, Arctic and sub-Arctic seas: the new 'n= 677' data base and its application for quantitative palaeoceanographic reconstruction // Journal of Quaternary Science. 2001. Vol. 16 (7). P. 681-698.

14. Grosfjeld K., Larsen E., Sejrup H.P. et al. Dinoflagellate cysts reflecting surface-water conditions in the Voldafjorden during the last 11,300 years // Boreas. 1999. Vol. 28. P. 403-415.

15. Коç N., Jansen E., Haflidason H. Paleoceanographic reconstructions of surface ocean conditions in the Greenland, Iceland and Norwegian Seas through the last 14 ka based on diatoms // Quaternary Science Reviews. 1993. Vol. 12. P. 115-140.

16. Kunz-Pirrung M. Dinoflagellate cyst assemblages in surface sediments of the Laptev Sea region ( Arctic Ocean ) and their relation to hydrographic conditions // Journal Quaternary Science. 2001. V. 16 (7). P. 637-649.

17. Matthiessen J., Kunz-Pirrung M., Mudie P.J. Freshwater chlorophycean algae in recent marine sediments of the Beaufort, Laptev and Kara Seas ( Arctic Ocean ) as indicators of river runoff // International Journal of Earth Sciences. 2000. № 89. P. 470-485.

18. Mudie P.J. Circum-Arctic Quaternary and Neogene marine palynofloras: paleoecology and statistical analysis // Neogene and Quaternary Dinoflagellate Cysts and Acritarchs. American Association of Stratigraphic Palynologists Foundation: Dallas , 1992. P. 347-390.

19. Mudie P.J., Harland R., Matthiessen J. et al. Marine dinoflagellate cysts and high latitude Quaternary paleoenvironmental reconstructions: an introduction // J. Quatern. Sci. 2001. V. 16. P. 595-602.

20. Polyak L., Mikhailov V. Post-glacial environments of the southeastern Barents Sea : foraminiferal evidence / In: Andrews J.Т., et al. (Eds.), Late Quaternary Paleoceanography of the North Atlantic Margins. Geol. Soc. Spec. Publ. 1996. Vol. 111. P. 323-337.

21. Voronina E., Polyak L., de Vernal A. et al. Holocene variations of sea-surface conditions in the southeastern Barents Sea, reconstructed from dinoflagellate cyst assemblages // J. of Quaternary Science. 2001. V. 16. P. 717-726.

Ссылка на статью:

Новичкова Е.А., Полякова Е.И. Послеледниковая история развития западной части Белого моря по данным анализа водных и наземных палиноморф. Материалы Международной научной конференции, посвященной 100-летию со дня рождения Д.Г. Панова (8-11 июня 2009 г ., г. Ростов-на-Дону). Ростов-на-Дону: Изд-во ЮНЦ РАН, 2009, с. 250-253.