1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Океанология
  4. T. 63, № 2, 2023

Океанология, 2023, T. 63, № 2, стр. 307-327

Поверхностные донные осадки Северной Атлантики на профиле вдоль 59.5° с.ш.

А. Г. Матуль 1, *, Е. А. Новичкова 1, Г. Х. Казарина 1, А. В. Тихонова 1, Н. В. Козина 1, П. Бехера 2, Н. Саху 2, М. Тивари 2, Р. Мохан 2

1 Институт океанологии им. П.П. Ширшова РАН
Москва, Россия

2 Национальный центр полярных и океанских исследований, Васко да Гама, Гоа, Индия
(National Centre or Polar and Ocean Research, Vasco da Gama, Goa, India)

* E-mail: amatul@mail.ru

Поступила в редакцию 20.06.2022
После доработки 11.07.2022
Принята к публикации 13.07.2022

Полный текст (PDF)

Аннотация

Сделан анализ литологических, изотопно-геохимических и микропалеонтологических параметров поверхностного слоя донных осадков Северной Атлантики на 26 станциях по профилю вдоль 59.5° с.ш. В распределении влажности и гранулометрического состава осадков отражается вертикальная/циркумконтинентальная зональность (батиметрия и положение к суше), т.к. более мелкозернистый и насыщенный водой материал накапливается в наиболее глубоководных, удаленных от суши участках Исландской котловины и морей Лабрадорского и Ирмингера. Там же образуются бóльшие массы карбоната кальция, но органический углерод распределяется неравномерно. На минеральный состав осадочной фракции >0.063 мм влияет как вертикальная/циркумконтинентальная, так и климатическая зональность (циркуляция теплых североатлантических водных масс). Накопление в осадках диатомей, радиолярий и планктонных фораминифер отражает вертикальную/циркумконтинентальную и, в бóльшей степени, климатическую зональность (распространение и взаимодействие умеренных и полярных водных масс). Вариации изотопных кислородных и углеродных соотношений в раковинах бентосных и планктонных фораминифер требуют сложной интерпретации с привлечением данных по параметрам различных поверхностных и придонных водных масс. Распределение комплексов планктонных микрофоссилий по кластерному анализу показывает районы распространения разных водных масс с четкой границей по восточной окраине Субполярного круговорота. Распределение “кластерных” комплексов бентосных фораминифер мало соответствует таковому для планктонных микрофоссилий, отражая разделение акватории на абиссальные и мелководные области.

Ключевые слова: современное осадконакопление, литология, изотопно-геохимические параметры осадков, микропалеонтология, Северная Атлантика

ВВЕДЕНИЕ

Северная Атлантика – сложный по гидрологии, климатообразующий для Европы и Арктики океанский регион, в котором изменения меридиональной термохалинной циркуляции на фоне глобального современного потепления значительно влияют на изменения природных условий в субарктических и арктических районах. Общее состояние и колебания морской природной среды отражаются в осадконакоплении как архиве или самописце состояния геосфер Земли [14]. В последние десятилетия проводятся регулярные гидрологические работы, в том числе в экспедициях Института океанологии им. П.П. Ширшова РАН с 1997 г. [22], на стандартном международном океанологическом профиле вдоль 59.5° с.ш., пересекающем районы распространения и взаимодействия различных водных масс (рис. 1): от теплых вод Северо-Атлантического течения на востоке до полярных/арктических вод у Гренландии и в Лабрадорском море на западе. Основополагающие сведения по современному осадконакоплению в Северной Атлантике, отражающему вертикальную, циркумконтинентальную и климатическую зональность, получены еще в 1970-е гг. [7, 8, 15, 16]. В этих работах показано, что ведущие седиментологические параметры служат хорошими индикаторами региональных природных условий, включая водную циркуляцию, батиметрические особенности, питающие осадочные провинции на соседней суше и т.д. Целенаправленное детальное изучение вещественного состава донных осадков на профиле вдоль 59.5° с.ш. началось в середине 2010-х гг. [20]. Цель нашей работы – уточнить имеющиеся и получить новые данные по отражению состояния сложно устроенной природной среды Северной Атлантики в современных донных осадках с упором на связь анализируемых параметров осадков с вертикальной, циркумконтинентальной и климатической зональностью. Такие сведения могут использоваться при последующих реконструкциях палеосреды при изучении разрезов донных отложений. Задача работы – многосторонний анализ разными методами литологических (влажность, гранулометрический и минеральный состав), геохимических (содержание карбоната кальция и органического углерода), изотопных (стабильные изотопы кислорода и углерода в раковинах фораминифер) и микропалеонтологических (содержание кремневых – диатомеи и радиолярии – и карбонатных – планктонные и бентосные фораминиферы – микрофоссилий; комплексы микрофоссилий по кластерному анализу) параметров в одних и тех же новых пробах поверхностного слоя осадков, равномерно расположенных на профиле вдоль 59.5° с.ш.

Рис. 1.

Карта станций на международном океанологическом разрезе вдоль 59.5° с.ш. по материалам 51-го рейса НИС “Академик Иоффе” [8]. Точки станций обозначены красными кружочками. Номера станций соединены с точками станций пунктирными линиями. В генерализованном виде показаны течения: теплые поверхностные – черными стрелками, холодные поверхностные – серыми стрелками, придонные – светло-серыми стрелками [48]. СПК – Субполярный круговорот, САТ – Северо-Атлантическое течение, ТИ – течение Ирмингера, ВГТ– Восточно-Гренландское течение, ЗГПТ – Западное глубинное пограничное течение, СЗГВ — Северо-западные глубинные воды; СВГВ — Северо-восточные глубинные воды, ИШП – Исландско-Шетландский порог. Цифрами обозначено местоположение дрифтов: 1 – Хаттон, 2 – Гардар, 3 – Бьерн, 4 – Снорри, 5 – Эйрик, 6 – Глория. Положение Северного полярного (синий пунктир) и Субарктического (розовый пунктир) фронтов дано по [29, 30].

Природные условия. В северной части Атлантического океана ведущей гидрографической структурой является циклонический Субполярный круговорот, который создается взаимодействием течений, несущих водные массы разного типа и происхождения, определяя сложный характер местного осадконакопления и экологии [27, 28, 46, 47] (рис. 1). Поступающие в Северную Атлантику теплые и соленые умеренные и субтропические воды Северо-Атлантического течения и холодные относительно распресненные полярные и арктические воды Восточно-Гренландского и Лабрадорского течений создают значительный гидрологический контраст вдоль 59.5° с.ш.: среднегодовая температура и соленость в слое 0–100 м меняется от 10.3°C и 35.3 епс на востоке к югу от Исландско-Шетландского порога до 8.1°C и 35.0 епс в центре на хр. Рейкьянес и до 4.6°C и 34.6 епс в Лабрадорском море [41, 59]. Региональная гидрологическая динамика выражена в разномасштабных вихрях и фронтах, где происходит поступление к поверхности большого количества биогенных элементов, способствующих высокой биопродуктивности [5, 54]. Придонная циркуляция слабо связана с приповерхностной и отражает идущее с севера и северо-запада распространение глубинных и придонных водных масс из Норвежско-Гренландского бассейна (Северо-восточные через Исландско-Шетландский порог и Северо-западные через Датский пролив глубинные воды) и Лабрадорского моря, которые формируются в результате глубокой вертикальной термохалинной конвекции [6]. В котловинах Лабрадорской и Игмингера глубинная и придонная вода более пресная (~34.94 епс), чем в Исландской котловине (>34.98 епс), а в СВ Атлантике в глубинной воде есть минимум кислорода, отражающий переработку органического материала [53]. Температура придонной воды в Северной Атлантике на глубине 3–4 км составляет 1–2°C, а на глубине 1–2 км повышается до 3–4°C [32]. Северная Атлантика – один из наиболее продуктивных районов Мирового океана. Взаимодействие субтропических/умеренных и полярных/арктических водных масс обеспечивает высокую среднегодовую величину первичной продукции до 500–800 мгС/м2/день [3]. Концентрация хлорофилла “а” и первичной продукции вдоль 59.5° с.ш. значительно колеблется в 3–5 раз, но имеет высокую корреляцию с градиентами температуры воды [5], т.е. отражает климатическую зональность. Ее максимумы наблюдаются на Субполярном, Субарктическом и локальных фронтах и в зонах перемешивания водных масс разного происхождения [5].

Рельеф дна и донные осадки. Исследуемые станции расположены на профиле субширотного направления и пересекают несколько крупных морфоструктурных форм рельефа Атлантического океана, оказывающих существенное влияние на формирование осадочного чехла. На региональном уровне можно выделить четыре крупных океанических котловины с глубинами более 2.5 км (Лабрадорская, Ирмингера, Исландская и Норвежская), разделенные между собой хребтами и возвышенностями. Исландско-Шотландское поднятие (Исландско-Шетландский порог) и Гренландско-Исландский порог отделяют Арктический бассейн от Субарктической части Атлантического океана. Глубины здесь не превышают 300–500 м, таким образом, создается препятствие для движения водных масс и течений. Особый интерес представляет понижение Фареро-Шетландского канала, через который в Северную Атлантику проникает вода, формирующая Норвежско-Исландское контурное течение.

Для геоморфологии и гидрологии Субарктической Атлантики большое значение имеет участок системы срединно-океанических хребтов – хр. Рейкьянес, являющийся подводной границей для моря Ирмингера и Исландской котловины. Он начинается южнее Исландии и далее переходит в Северо-Атлантический хребет, смещенный к востоку относительно хр. Рейкьянес по разлому Чарли-Гиббса [9, 17]. Крайне расчлененный рельеф дна в районе хребта в сочетании с деятельностью придонных течений обуславливает формирование крупных осадочных тел – дрифтов. В западной части исследуемого профиля рельеф дна осложняется поднятиями хр. Хаттон и плато Роколл, также оказывающих существенное влияние на пути переноса осадочного вещества в данном районе.

В целом в районе исследования на дне распространены (1) вблизи суши – шельфовые и гемипелагические отложения с высоким содержанием терригенного компонента и материала ледового разноса (последний – в Лабрадорском море), (2) в открытом океане – пелагические карбонатные (фораминиферово-кокколитовые) отложения [11, 12]. Вдоль 59.5° с.ш. современное осадконакопление происходит под влиянием продуктивности преимущественно карбонатного фито- и зоопланктона, перемещения тонкозернистого осадочного материала придонными течениями, а также ледового разноса [20]. Биогенное осадочное вещество здесь представлено в основном кокколитами и фораминиферами, формирующими карбонатные и слабокарбонатные светло-коричневые и серые алеврито-пелитовые илы с примесью песчаной фракции [20]. Накопление осадков на дне вдоль 59.5° с.ш. находится также под влиянием переноса мелкозернистого материала контурными течениями, формирующими дрифты [38]: Глория в ЮВ части Лабрадорского моря (станция АИ-3646 к югу от основной линии разреза), Эйрик у ЮВ Гренландии, Снорри и Бьерн у хр. Рейкьянес, Гардар и Хаттон в Исландской котловине.

МАТЕРИАЛ И МЕТОДЫ

Пробы осадков. Сделан многосторонний литологический, изотопно-геохимический и микропалеонтологический анализ поверхностного слоя осадков на профиле вдоль 59.5° с.ш. в Северной Атлантике от Лабрадорского моря до Великобритании, а также вдоль небольшого профиля на Исландско-Шетландском пороге. Использованы пробы осадков из слоя 0–1 см в дночерпателях на 26 станциях из 51-го рейса НИС “Академик Иоффе” в 2016 г. [10] (рис. 1; табл. 1): 20 станций расположены почти равномерно вдоль 59.5° с.ш. от южной Гренландии до Шетландских островов, 3 станции – на Исландско-Шетландском пороге, 2 станции – в центре Лабрадорского моря, 1 станция – на самом юго-востоке Лабрадорского моря на переходе к пелагиали. Донные отложения представлены окисленными, преимущественно карбонатными алеврито-пелитовыми илами с примесью фораминиферового песка в различных соотношениях. Вблизи Гренландии осадки переходят в слабокарбонатные алеврито-пелитовые илы с примесью обломочного песчаного материала. По данным в [37], средние скорости осадконакопления в открытой Северной Атлантике в голоцене составляли 2–3 см/1000 лет, т.е. возраст наших проб определенно должен быть не больше 300–500 лет. Моделирование в [48] показывает высокие значения современных скоростей осадконакопления в районе профиля вдоль 59.5° с.ш. вплоть до 1 мм/год. Поэтому мы полагаем, что параметры осадков в изученных пробах из слоя 0–1 см отражают местные природные условия за несколько последних десятков лет. Биотурбация неизбежно будет “сглаживать” осадочные записи.

Таблица 1.  

Координаты изученных проб и данные по литологическим, геохимическим, изотопным (δ13C и δ18О) и микропалеонтологическим характеристикам осадков

Станция Широта (градус с.ш.) Долгота (градус з.д.) Глубина моря (м) Содержание диатомей (103 экз./г) Содержание радиолярий (103 экз./г) Содержание ПФ (103 экз./г) Содержание БФ (экз./г) Содержание Свал (%) Содержание Сорг (%) Содержание CaCO3 (%) Соотношение изотопов углерода БФ δ13C (‰ PDB) Соотношение изотопов кислорода БФ δ18О (‰ PDB) Соотношение изотопов углерода ПФ δ13C (‰ PDB) Соотношение изотопов кислорода ПФ δ18О (‰ PDB) Влажность (%) Содержание гравия 10–1 мм (%) Содержание песка 1–0.1 мм (%) Содержание крупного алеврита 0.1–0.05 мм (%) Содержание мелкого алеврита 0.05–0.01 мм (%) Содержание пелита <0.01 мм (%) Литотипы по [2]
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22
АИ-3485 61.0679 –3.8666 567 1 0 1.1 349 1.30 0.23 8.84 1.18 2.50 0.06 2.33 21.34 17.44 70.36 4.72 1.05 6.43 Пески с примесью гравийно-галечного материала
АИ-3464 62.7388 –8.4601 484 1 0.5 1.9 1337 2.02 0.26 14.59 1.40 2.98 –0.02 2.51 17.15 7.19 59.29 10.68 4.44 18.40 Глинисто-песчаные органогенно- обломочные слабо известковые осадки
АИ-3451 64.0252 –12.6182 1150 900 7 1.2 331 1.01 0.26 6.25 н/д н/д н/д н/д 31.96 8.49 36.51 8.10 6.14 40.76 Песчано-глинистые органогенно- обломочные осадки
АИ-3516 59.5001 –3.8321 158 1 0.02 14.5 36 399 8.23 0.70 62.71 н/д н/д 0.01 2.15 34.78 0.28 19.68 46.46      6.8 26.78 Глинистые алевриты опесчаненные органогенно-обломочные известковые
АИ-3519 59.4996 –6.0041 137 2 0   0.05 213 4.89 0.09 40.03 1.45 1.79 н/д н/д 16.36 57.69 40.37 0.12 н/д 1.82 Смешанные раковинные песчано- галечные органогенно-обломочные известковые осадки
АИ-3521 59.5001 –7.3344 1051 1 6.7    31 722 5.01 0.44 38.08 1.12 1.96 –0.03 1.65 41.31 0.08 9.71 32.02 19.84 38.35 Глинистые алевриты опесчаненные органогенно-обломочные известковые
АИ-3524 59.4988 –9.3336 1468 1 5.9 24.1 2095 5.77 0.46 44.23 н/д н/д –0.08 1.67 47.41 0.00 14.07 20.13 16.15 49.65 Алевритово-глинистые опесчаненые органогенно- обломочные известковые илы
АИ-3527 59.4991 –11.3338 1611 3 3.2 28.3 5187 5.27 0.29 41.48 1.46 2.97 –0.03 1.91 38.22 0.17 39.19 16.03 4.44 40.17 Фораминиферовые алевритисто-песчано-пелитоморфные органогенно-обломочные известковые осадки
АИ-3531 59.5009 –13.3339 1291 2 3 30.6 916 7.62 0.33 60.74 1.44 3.56 –0.21 1.85 45.05 2.33 45.52 8.97 5.46 37.72 Фораминиферовые пелитоморфо- песчаные органогенно-обломочные известковые осадки
АИ-3534 59.5028 –15.3330 1519 2375  32.7 86.2 6817 10.47 0.31 84.58 1.27 2.76 0.07 2.24 55.54 0.13 30.64 16.95 5.22 47.06 Фораминиферовые алеврито-песчано-пелитоморфные органогенно-обломочные известковые осадки
АИ-3540 59.5004 –18.0003 2182 18  11.3 64.5 1422  10.5 0.32 84.67 н/д н/д 0.02 2.28 60.97 0.29 35.57 12.01     6 46.13 Фораминиферовые алевритисто-песчано-пелитоморфные органогенно-обломочные известковые осадки
АИ-3545 59.4984 –20.6946 2825 1775  31.5 135.5 3761 9.11 0.26 73.79 н/д н/д –0.19 2.06 59.69 0.00 42.12 9.32 5.22 43.34 Фораминиферовые песчано-пелитоморфные органогенно-обломочные известковые илы
АИ-3548 59.4931 –21.9865 2740 145  56.9 40.3 1475 7.51 0.31 60.03 н/д н/д 0.15 2.38 64.51 0.09 31.52 6.34 4.17 57.88 Глинистые органогенно-обломочные известковые илы
АИ-3556 59.4977 –24.7053 2512 2350  47.9 4.8 596 5.88 0.45 45.26 н/д н/д –0.22 1.59 59.88 0.00 2.99 6.45 11.98 78.58 Глинисто-песчаные органогенно- обломочные известковые осадки
АИ-3562 59.4988 –26.6601 2237 1520 3 133.7 245 6.88 0.24 55.34 1.49 3.08 –0.06 1.94 55.28 0.96 53.18 4.89 3.76 37.21 Глинистые органогенно-обломочные известковые илы с алевритисто- песчаной примесью
АИ-3568 59.5009 –28.6663 1694 1583 7.2 67.7 2240 6.73 0.44 52.43 1.12 2.65 –0.21 1.35 65.9 0.36 21.32 7.17 5.56 65.59 Фораминиферовые пески пелитоморфные органогенно-обломочные известковые
АИ-3574 59.5062 –30.6606 1531 100 1.3  171 1633 9.37 0.19 76.41 1.46 2.49 0.13 2.29 52.43 5.31 72.11 5.22 1.62 15.74 Фораминиферовые песчаные органогенно-обломочные известковые осадки
АИ-3586 59.5039 –34.9820 3064 100 3    61 440 7.67 0.12 62.84 1.23 2.72 –0.07 2.22 33.14 9.12 59.95 4.46 1.51 24.96 Алевритово-глинистые органогенно-обломочные известковые илы
АИ-3592 59.4926 –37.3242 3156 1250  26.4 67.1 2022 6.49 0.36 51.05 н/д н/д 0.05 2.56 49.67 0.00 12.34 16.84 14.75 56.07 Алевритово-глинистые органогенно-обломочные известковые илы
АИ-3593 59.5028 –39.3311 2922 1160  18.2 44.8 1251 5.51 0.30 43.39 н/д н/д –0.07 2.28 46.53 0.64 13.39 17.85 15.94 52.18 Фораминиферовые пески глинисто- алевритистые органогенно-обломочные слабо известковые
АИ-3597 59.5627 –41.0077 2399 330 3.8 29.6 1404 3.18 0.10 25.59 1.54 3.26 0.09 2.01 33.95 0.41 68.60 14.03 4.36 12.60 Смешанные осадки алевритисто-песчанисто-галечные органогенно-обломочные слабо известковые
АИ-3613 59.8962 –42.3150 328 10 0.4 2.4 1666 3.16 0.33 23.59 1.35 2.62 0.37 2.98 37.62 39.51 24.34 16.56 7.85 11.74 Фораминиферовые песчаные органогенно-обломочные слабо известковые осадки
АИ-3629 59.9664 –47.0353 2389 160 1.4 4.5 735 1.34 0.10 10.36 1.34 2.84 0.75 3.26 21.16 9.87 65.88 8.15 3.83 12.27 Глинистые органогенно-обломочные илы известковые
АИ-3635 59.1116 –50.5108 3477 2566  13.6 6.5 555 5.26 0.42 40.29 1.10 2.90 0.91 3.15 63.54 0.09 5.97 2.99 11.96 78.99 Глинистые органогенно-обломочные илы известковые
АИ-3639 58.2180 –54.1686 3393 1733  40.3 3.3 252 4.89 0.34 37.88 1.12 2.72 0.89 3.20 61.87 0.00 2.55 1.37 17.03 79.05 Известковые гравийно-галечные осадки с примесью глинисто-песчаного материала органогенно-обломочные
АИ-3646 55.0021 –43.7569 3346 2206 4 69.9 855 7.98 0.25 64.40 1.09 3.11 –0.03 2.41  59.8 63.75 15.92 4.07 2.56 13.70 Пески с примесью гравийно-галечного материала

ПФ – планктонные фораминиферы, БФ – бентосные фораминиферы, н/д – нет данных. Число для станции АИ-3646 в столбце № 6 взято из публикации [37] по близлежащей станции.

Методы анализа. Влажность осадков (%) определялась после высушивания пробы в лиофильной сушилке Martin Christ (Германия) по соотношению массы воды в натуральном осадке и массы сухого осадка по формуле ((масса натурального осадка – масса сухого осадка)/масса сухого осадка) × × 100. Гранулометрический состав (грансостав) осадка определен по методу в [1, 21]. Гранулометрическая классификация осадков проведена по [2]: гравий (10–1 мм), песок (1–0.1 мм), алеврит (0.1–0.01 мм) и пелит (<0.01 мм). Анализ минерального состава сделан для фракции >0.063 мм с помощью стереомикроскопа Nikon SMZ25 (Япония); фракция гравия была удалена ситовым методом. Определялось содержание биогенного материала (% от общего состава осадка) и минеральный состав обломочного материала (% от общего состава осадка) во фракции >0.063 мм. Для уточнения полученных результатов для части проб и минералов проводилась рентгеновская микроскопия на дифрактометре Mini Flex 600 (Япония). Определение и описание минералов выполнялось по [18, 19, 23]. Содержание (%) валового (Свал) и органического (Сорг) углерода определено на экспресс-анализаторе АН-7529М (Беларусь). Содержание (%) карбоната кальция вычислено из содержания углерода в карбонатном веществе по формуле CaCO3 = (Свал – Сорг) × 8.33. Содержание гранулометрических фракций, форм углерода и СаСО3 в тексте указывается в % по массе. Измерения δ13C и δ18O (‰ PDB) в раковинах фораминифер проведены в рамках научного партнерства с зарубежными учеными из Лаборатории стабильных изотопов Marine Stable Isotope Lab (MASTIL) в Национальным Центре Полярных и Океанских Исследований (National Centre for Polar and Ocean Research – NCPOR), Гоа, Индия, на масс-спектрометре Isoprime Stable Isotope Ratio Mass Spectrometer in Dual-Inlet. Для изотопных измерений отобраны раковины бентосных и планктонных фораминифер: 1) планктонные виды Globigerina (G.) bulloides d’Orbigny и Neogloboquadrina (N.) pachyderma sinistral (sin. – левозавитые раковины) (Ehrenberg) (последний – для проб из Лабрадорского моря, где количество раковин G. bulloides недостаточно для надежных изотопных определений), 2) бентосные виды Cibicidoides (C.) wuellerstorfi (Schwager) и Cibicides spp. (последний – в пробе с шельфа ЮВ Гренландии, где раковин C. wuellerstorfi мало) – 15–30 (50) экземпляров каждого вида из фракций >0.25 мм или, при недостатке крупных фораминифер, >0.125 мм. Лабораторная обработка проб осадков для микропалеонтологического анализа (планктонные и бентосные фораминиферы, диатомеи, радиолярии) соответствовала общемировым стандартам. Использован высушенный в лиофильной сушилке взвешенный осадок. Препараты фораминифер готовили из отмытой через сито фракции >0.063 мм (бентос) или >0.1 мм (планктон). Препараты радиолярий и диатомей готовили из обработанного перекисью водорода и триполифосфатом натрия осадка. Для препаратов диатомей использовалась часть натурального осадка, препаратов радиолярий – отмытая через сито фракция >0.04 мм. В препаратах насчитывали, как правило, 250–350 экземпляров микрофоссилий, определяли таксоны, их относительное содержание (%) и абсолютную концентрацию микрофоссилий (экз./г сухого осадка).

По первичным количественным данным (табл. 1) построены графики распределения выявленных параметров осадка вдоль профиля (рис. 2–4 ). Сделана статистическая обработка распределения микрофоссилий (по относительному содержанию таксонов) кластерным анализом (рис. 5) в компьютерной программе PAST 3 [33] с использованием алгоритма Paired group и метрики сходства Euclidian; учитывались только те пробы, для которых было возможно рассчитать процентные соотношения видов. Также в программе PAST 3 вычислены коэффициенты линейной корреляции Пирсона r для литологических, геохимических и микропалеонтологических параметров (табл. 2). Корреляция прямая/обратная принималась как средняя при r от |±0.5| до |±0.7|, высокая – от |±0.7| до |±0.9|, очень высокая – >|±0.9|. Следует учесть, что кластерный и корреляционный анализ сделан по относительно небольшому числу проб (на 26 станциях), что может дать неполную надежность статистических результатов.

Рис. 2.

Распределение литологических и геохимических параметров: а) влажность осадка, б) содержание гравия (фракция 10–1 мм), в) содержание песка (фракция 1–0.1 мм), г) содержание крупного алеврита (фракция 0.1–0.05 мм), д) содержание мелкого алеврита (фракция 0.05–0.01 мм), е) содержание пелита (фракция <0.01 мм), ж) СаСО3 (черные кружочки), Свал (треугольники), Сорг (пустые кружочки). На рис. 2–4: темно-серые стрелки – поверхностные теплые течения, темно-серые пунктирные стрелки – поверхностные холодные течения, белые стрелки – придонные течения. Бланк карты на рис. 2–5 сделан при помощи компьютерной программы Ocean Data View [52].

Рис. 3.

Распределение концентраций микрофоссилий: (а) диатомеи, (б) радиолярии, (в) планктонные фораминиферы, (г) бентосные фораминиферы.

Рис. 4.

Распределение соотношений изотопов углерода и кислорода в раковинах фораминифер: (а) δ13СПФ – черные кружочки (пунктирные линии соединяют измерения по N. pachyderma sin.), δ13СБФ – пустые кружочки; (б) δ18OПФ – черные кружочки (пунктирные линии соединяют измерения по N. pachyderma sin.), δ18OБФ – пустые кружочки. Серые прямоугольники показывают участки сближения изотопных параметров ПФ и БФ.

Рис. 5.

Распределение групп станций по кластерному анализу [33] видового состава микрофоссилий: а) диатомеи (слева верхняя дендрограмма) и радиолярии (слева нижняя дендрограмма); на карте справа косые крестики обозначают станции, где кремневые микрофоссилии не найдены или их мало для количественного анализа; прямые крестики обозначают станции, где диатомей мало для количественного анализа; б) планктонные фораминиферы; в) бентосные фораминиферы. Серая заливка и прописные буквы с подстрочными индексами на дендрограммах обозначают группы сходных станций (комплексы микрофоссилий). На картах показаны ареалы и буквенные обозначения групп станций (комплексов). Подстрочные индексы: Д – диатомеи, Р – радиолярии, ПФ – планктонные фораминиферы, БФ – бентосные фораминиферы.

Таблица 2.  

Коэффициенты корреляции Пирсона для седиментологических, геохимических и микропалеонтологических параметров

  Содержание радиолярий, 103 экз./г Содержание ПФ, 103 экз./г Содержание БФ, экз./г Содержание Свал, % Содержание Сорг, % Содержание CaCO3, % Влажность, % Содержание гравия 10–1 мм, % Содержание песка 1–0.1 мм, % Содержание крупного алеврита 0.1–0.05 мм, % Содержание мелкого алеврита 0.05–0.01 мм, % Содержание пелита <0.01 мм, %
Содержание Д, 103 экз./г 0.5 0.2 –0.1 0.3 0.2 0.2 0.6 0.0 –0.5 –0.3 0.2 0.6
Содержание Р, 103 экз./г 0.1 –0.1 0.3 0.2 0.3 0.6 –0.3 –0.5 –0.2 0.3 0.7
Содержание ПФ, 103 экз./г –0.1 0.7 –0.2 0.7 0.5 –0.2 0.2 –0.1 –0.3 0.0
Содержание БФ, экз./г 0.3 0.6 0.2 –0.1 –0.1 –0.1 0.8 –0.1 –0.1
Содержание Свал, % 0.2 1.0 0.7 –0.2 –0.2 0.1 –0.1 0.3
Содержание Сорг, % 0.2 0.4 –0.4 –0.7 0.7 0.5 0.5
Содержание CaCO3, % 0.6 –0.1 –0.2 0.1 –0.1 0.2
Влажность, % –0.3 –0.5 –0.1 0.2 0.7
Содержание гравия 10–1 мм, % 0.0 –0.3 –0.3 –0.6
Содержание песка 1–0.1 мм, % –0.3 –0.8 –0.7
Содержание крупного алеврита 0.1–0.05 мм, % 0.3 –0.1
Содержание мелкого алеврита 0.05–0.01 мм, % 0.6

Серым цветом выделены ячейки с наиболее значительными коэффициентами, начиная со средних (≥|±0.5|). Жирным шрифтом в серых ячейках выделены высокие и очень высокие коэффициенты (≥|±0.7|). Д – диатомеи, Р – радиолярии, ПФ – планктонные фораминиферы, БФ – бентосные фораминиферы.

РЕЗУЛЬТАТЫ И ОБСУЖДЕНИЕ

Влажность и гранулометрический состав (рис. 2а–2е; табл. 1). Вдоль 59.5° с.ш. общее преобладание какого-то определенного типа осадков по гранулометрическому составу не проявляется. Распределение осадочных фракций очень изменчиво. Оно может соотноситься с расположением дрифтов вдоль профиля, но следует помнить о линейном, а не площадном распределении изученных проб, поэтому мы не утверждаем достоверную корреляцию гранулометрического состава наших проб с дрифтами. Тем не менее, на станциях АИ-3540 (дрифт Хаттон), АИ-3548 (дрифт Гардар), АИ-3562 (дрифт Бьерн), АИ-3597 (дрифт Эйрик) и АИ-3646 (дрифт Глория) отмечены песчаные или песчано-пелитоморфные осадки со включениями в некоторых случаях гальки и щебня, что косвенно свидетельствует о высоких скоростях придонных течений и требует дальнейшего изучения осадков с подсчетами коэффициентов сортировки материала.

В глубоководных частях Исландской котловины, морей Ирмингера и Лабрадорского отмечаются четкие стабильные на многих соседних станциях максимумы содержания влажности осадка (50–60%), пелита (40–80%) и мелкого алеврита (до 20%). Уменьшение влажности (до 20%) и увеличение доли самого крупного материала (песок с протяженными максимумами до 70% и гравий с отдельными резкими максимумами до 40–60%) происходит в пробах с меньшей глубины у Гренландии, Шотландии, на хр. Рейкьянес и отчасти на севере плато Роколл. Эти факты находят хорошее соответствие в коэффициентах корреляции. Выявляется высокая прямая корреляция влажность/пелит, средняя обратная корреляция влажность/песок, высокая обратная корреляция песок/пелит и песок/мелкий алеврит (табл. 2).

Алеврито-глинистые органогенно-обломочные известковые илы, местами с примесью песка и гравия, вдоль 59.5° с.ш. в целом соответствуют современным осадкам умеренной и полярной зон Северной Атлантики [13]. Но в наших данных по влажности и гранулометрическому составу в линейно расположенных пробах вряд ли явно обнаруживается климатическая зональность, обусловленная циркуляцией теплых и холодных водных масс. В их распределении скорее отражается вертикальная (по глубине моря) и циркумконтинентальная зональности – более мелкий осадочный материал распределяется по наиболее глубоководным и удаленным от суши участкам дна. Крупнозернистая фракция осадков накапливается на мелководных участках у Гренландии и Великобритании, вероятно, под влиянием активной склоновой и шельфовой придонной гидродинамики и поставки материала с соседней суши, а также в Лабрадорском море при ледово-айсберговом разносе.

Минеральный состав фракции >0.063 мм под стереомикроскопом (табл. 3). По содержанию биогенного материала и минеральному составу обломочного материала в пределах профиля выделено несколько зон.

Таблица 3.  

Данные (%) по минеральному составу осадков изученных проб

Станция Карбонат биогенный Кварц Полевые шпаты Слюда Глауконит Гипс Глинисто-карбонатные агрегаты Вулканическое стекло Темноцветные минералы Рудные минералы Сульфиды (пирит) Акцессорные минералы Обломки вулканических пород
АИ-3516 70–75 15–20 2–3 5–7 ед/з 1–2 – – 1 1 2 ед/з –
АИ-3521 65–70 20–25 2–3 3–4 ед/з 1 – – 1 1 ед/з ед/з –
АИ-3527 60–65 30–35 1–2 1 ед/з 1–2 – – 1 1 – ед/з –
АИ-3531 65–70 25–30 1–2 1 – 2–3 – – 1 1 – ед/з –
АИ-3534 90–95 3–5 1 ед/з – – ед/з – ед/з ед/з – ед/з ед/з
АИ-3540 90–95 3–5 1 ед/з – – ед/з – ед/з ед/з – ед/з 1
АИ-3545 90–95 2–3 1–2 ед/з – 1 ед/з 2–3 ед/з ед/з – ед/з 1
АИ-3548 90–95 2–3 1–2 ед/з – 1 ед/з 2–3 ед/з ед/з – ед/з ед/з
АИ-3556 90–95 3–5 1 ед/з – 1 ед/з ед/з ед/з ед/з – ед/з ед/з
АИ-3562 80–85 5–10 3–4 1–2 – ед/з 1 1 ед/з ед/з – ед/з 2–3
АИ-3568 80–85 5–10 3–4 ед/з – ед/з 1 ед/з ед/з ед/з – ед/з 3–4
АИ-3592 70–75 10–15 5–10 2–3 – 1–2 1 – 1–2 ед/з – 1 3–4
АИ-3593 70–75 10–15 5–10 3–5 – 2–3 1–2 – 2–3 ед/з – 1 3–4
АИ-3597 10–15 70–75 5–10 1–2 – 1–2 1 1–2 1–2 1 – 1 4–5
АИ-3613 10–15 65–70 10–15 1–2 – 2–3 1–2 1 2–3 1–2 1 ед/з 5–6

Прочерк – “не найдено”, ед/з – единичные зерна.

От шельфа Великобритании (АИ-3516) до СВ окраины плато Роколл (АИ-3531) осадки сложены преимущественно биогенным карбонатом (60–75% – фораминиферы и их фрагменты). Обломочный материал представлен кварцем (15–35%), полевыми шпатами (1–3%), слюдой (1–7%), темноцветными (1%) и рудными (1%) минералами, сульфидами в виде пирита (2%).

На севере плато Роколл и в Исландской котловине (от АИ-3534 до АИ-3556) пробы почти полностью состоят из биогенного карбоната (до 90–95%). В осадках появляется вулканическое стекло (до 2–3%) и обломки вулканических пород (единичные зерна). Обломочный материал представлен также кварцем (2–5%) и полевыми шпатами (1–2%). Единичными зернами присутствует слюда, темноцветные и рудные минералы.

На хр. Рейкьянес (АИ-3562 и АИ-3568) содержание биогенного карбоната составляет 80–85%. В обломочном материале по-прежнему типичны кварц (5–10%) и полевые шпаты (3–4%), но до 2–4% увеличивается концентрация обломков вулканических пород. Большая часть зерен кварца и раковин фораминифер в просмотренной фракции имеют ожелезнение, что характерно для данного района [8].

В море Ирмингера (АИ-3592 и АИ-3593), как и вблизи Великобритании, повышение концентрации обломочного материала до 25–30% снижает содержание биогенного карбоната до 70–75%. Происходит увеличение доли кварца (10–15%), полевых шпатов (5–10%), темноцветных (2–3%) и акцессорных (1%) минералов, а также обломков различных пород (3–6%). В осадках появляются обломки магматических пород, но вулканическое стекло отсутствует.

Резкое изменение минерального состава выделяет пробы у ЮВ Гренландии (АИ-3597 и АИ-3613), т.к. в них преобладает обломочный материал (80–85%), а содержание биогенного карбоната падает до 10–15%. Обломочный материал представлен преимущественно кварцем (65–75%) и полевыми шпатами (5–15%), причем методом рентгеновской дифракции установлено преобладание плагиоклазов среди полевых шпатов. Кроме того, в пробах присутствуют обломки вулканических (4–6%) и магматических (1–2%) пород, темноцветные (2–3%) и рудные (1–2%) минералы, сульфиды в виде пирита (1%) и вулканическое стекло (1–2%).

Минеральный состав осадочной фракции >0.063 мм отражает вертикальную/циркумконтинентальную и климатическую зональность. Преобладание биогенного карбоната (фораминиферы и их фрагменты) в открытой части океана вдоль 59.5° с.ш. складывается из сильного влияния на развитие карбонатного микрозоопланктона умеренных и субтропических вод Северо-Атлантического течения и ветвей течения Ирмингера. По мере приближения к суше (Великобритания на востоке и Гренландия на западе) логично увеличивается доля обломочного материала за счет склоновых процессов, абразии мелководного шельфа и берегов, твердого стока с суши. У ЮВ Гренландии формируются преимущественно терригенные осадки, состав которых предположительно отражает разрушение кислых изверженных и метаморфических пород Гренландии, а также ледовый/айсберговый разнос. Минеральный состав осадков соответствует комплексам минералов, обычных для продуктов разрушения гнейсов, гранитов и кристаллических сланцев, широко распространенных в Гренландии [8]. Вулканическая активность Исландии отражается в появлении (в результате воздушного и водного переноса) вулканического стекла и обломков в Исландской котловине и на хр. Рейкьянес.

Содержание CaCO3, Свал и Сорг (рис. 2ж; табл. 1). Изменения содержаний CaCO3 и Свал идентичны по направленности; коэффициент Пирсона r показывает полную прямую корреляцию этих параметров. Это получается из-за преобладания карбонатного углерода во всех пробах, поэтому в дальнейшем будет обсуждаться распределение только CaCO3 и Сорг. Отдельные экстремумы изменения содержания Сорг на некоторых участках вдоль 59.5° с.ш. могут соответствовать таковым CaCO3, в частности, у южной Гренландии, но общая по всем станциям корреляция отсутствует, т.к. коэффициент Пирсона r для CaCO3/Сорг составляет 0.2 (табл. 2). Содержание CaCO3 имеет среднюю прямую корреляцию с влажностью (r = 0.6), но с распределением гранулометрических параметров оно никак не коррелирует (r от –0.1 до 0.2). Распределение Сорг показывает прямую среднюю/высокую корреляцию (r = 0.5–0.7) с накоплением мелкозернистого материала – алеврита и пелита. Увеличение значений CaCO3 от преобладающих на профиле 38–55% до максимальных 60–85% отмечается в глубоководных частях Исландской котловины, морей Ирмингера и Лабрадорского и коррелирует с влажностью осадков. Сильное падение концентраций CaCO3 до 10–25 и 6–8% происходит у побережья южной Гренландии и на Исландско-Шетландском пороге соответственно. Четкого соответствия карбонатности осадков с глубиной станций нет: глубина на станциях с минимумами содержания CaCO3 составляет от 328 до 2399 м, а на шельфовых станциях у Шотландии АИ-3516 (глубина 158 м) и АИ-3519 (глубина 137 м) концентрация CaCO3 достигает значительных величин 40–63%. Глубина карбонатной компенсации в Северной Атлантике составляет >5000 м [26], поэтому прямого влияния глубина моря на вариации CaCO3 из-за растворения в наших пробах вряд ли оказывает. Как упомянуто выше, корреляция в паре CaCO3/Сорг отсутствует. Участки увеличения (на хр. Рейкьянес, на континентальном склоне и шельфе Шотландии) или уменьшения (на севере плато Роколл, в восточной части Исландской котловины, на юге моря Ирмингера) содержания Сорг в целом отражают зоны, соответственно, повышения или понижения экспорта взвешенного Сорг [51] при развитии весенней и летней первичной продукции [47] в Северной Атлантике. А содержание CaCO3, судя по его высокой корреляции (r = 0.7) с абсолютной концентрацией планктонных фораминифер, соответствует накоплению в осадках карбонатного микрозоопланктона.

Абсолютная концентрация микрофоссилий (кремневые диатомеи и радиолярии, карбонатные планктонные и бентосные фораминиферы) (рис. 3 а–3г; табл. 1). Абсолютная концентрация всех изученных групп микрофоссилий имеет большие колебания вдоль профиля, но можно отметить определенные закономерности.

Содержание кремневых микрофоссилий – диатомей и радиолярий – в глубоководных участках Лабрадорского моря, ЮЗ моря Ирмингера и Исландской котловины относительно согласованно, со средней прямой взаимной корреляцией r = 0.5, увеличивается до 3–5 раз по сравнению с другими районами. Вариации обеих групп кремневых микрофоссилий имеют среднюю/высокую корреляцию с изменениями влажности и наиболее мелкозернистой фракции осадка, пелита. В накоплении диатомей и радиолярий вдоль 59.5° с.ш., видимо, отражаются как вертикальная/циркумконтинентальная, так и климатическая зональность. Последняя проявляется в переносе и активном взаимодействии теплой североатлантической и холодной полярной воды в морях Лабрадорском и Ирмингера [50, 57], а также формировании разномасштабных круговоротов/вихрей в Исландской котловине при ответвлении течения Ирмингера от Северо-Атлантического течения [40, 58].

Планктонные фораминиферы (ПФ) наиболее многочисленны в осадках на средней части профиля вдоль 59.5° с.ш. от центра Исландской котловины до центра моря Ирмингера. Это северная часть умеренной климатической зоны с господством теплых течений Северо-Атлантического и Ирмингера. Содержание ПФ имеет высокую прямую корреляцию с концентрацией CaCO3 и среднюю – с влажностью осадка; с другими параметрами корреляции нет (табл. 2). Вероятно, в распределении ПФ вдоль 59.5° с.ш. проявляется преимущественно климатическая зональность, что дает потенциал для палеотемпературных реконструкций океана [45].

Другая группа карбонатных микрофоссилий, бентосные фораминиферы (БФ), по абсолютному содержанию в осадках не имеет корреляции ни с ПФ, ни, в целом по всему профилю, с CaCO3. Тем не менее, на нескольких станциях (АИ-3516 на шельфе Шотландии, АИ-3534 и АИ-3545 в Исландской котловине) максимумы абсолютного содержания БФ соответствуют высокой концентрации СаСО3. Отмечена средняя прямая корреляция содержания БФ с Сорг и высокая – с содержанием крупноалевритовой фракции. В последнем случае, видимо, влияет выбор фракции для анализа БФ (>0.063 мм), которые сосредоточены как раз в крупном алеврите. БФ наиболее многочисленны от глубоководного центра Исландской котловины до мелководного шельфа Шотландии. В их распределении трудно увидеть проявление какой-либо зональности. Общая концентрация БФ в осадках вдоль 59.5° с.ш. скорее зависит от поступления на дно органического материала (по средней прямой корреляции с Сорг), который в максимальных количествах производится в СВ части Северной Атлантики под Северо-Атлантическим течением и в прибрежных районах Великобритании [47].

δ18O и δ13C в раковинах планктонных и бентосных фораминифер (рис. 4а–4б; табл. 1). Изотопно-кислородные соотношения (‰ PDB) по планктонным фораминиферам δ18OПФ имеют хорошо выраженные участки минимальных (“легких”) и максимальных (“тяжелых”) значений вдоль 59.5° с.ш. Самые “легкие” δ18OПФ обнаруживаются от севера плато Роколл до шельфа Шотландии (1.65–1.91‰), на СЗ Исландской котловины у хр. Рейкьянес (1.35–1.94‰), а также в одной пробе из ЮЗ части моря Ирмингера (2.01‰). Судя по карте поверхностной циркуляции, в этих районах проявляется влияние теплых водных масс основного потока Северо-Атлантического течения и ветвей течения Ирмингера. Значительно “тяжелее” δ18OПФ становится на мелководье у южной Гренландии и в центре Лабрадорского моря (до 2.98‰ в одной пробе у Гренландии по раковинам G. bulloides и до 3.15–3.26‰ в трех пробах по раковинам N. pachyderma sin.). Этот максимум складывается под воздействием холодных водных масс Восточно- и Западно-Гренландского течений и основной части Лабрадорского моря, а также развитием весенне-летнего неглубокого перемешанного, слабо распресненного слоя, на нижней границе которого с глубиной ~50 м происходит кальцификация и создание сигнала δ18O в раковинах N. pachyderma sin. [35]. Для остальных проб δ18OПФ колеблется от 2.06–2.15 до 2.28–2.51‰. С учетом аналитической точности ±0.08‰ все указанные значения согласуются с величинами δ18OПФ в международной базе данных по Северной Атлантике [24]. Изотопно-кислородные соотношения по бентосным фораминиферам δ18OБФ вдоль 59.5° с.ш. варьируют в пределах 2.5–3.5‰, что соответствует позднеголоценовым значениям в Северной Атлантике к северу от ~55° с.ш. [55]. Они образуются при преобладании у дна глубинных водных масс, поступающих из районов интенсивной вертикальной конвекции Норвежско-Гренландского бассейна. Только в пробах на склоне и шельфе Шотландии при глубине моря <1050 м δ18OБФ становится гораздо “легче”, до 1.79–1.96‰, вероятно, отражая распространение теплой соленой воды Северо-Атлантического течения в данном месте до глубины >1000 м [56]. На некоторых участках профиля вдоль 59.5° с.ш. разница между δ18OБФ и δ18OПФ снижается: в центре Лабрадорского моря и на шельфе у южной Гренландии, в море Ирмингера, на шельфе Шотландии. Можно предположить вероятное влияние вертикального перемешивания в мелководных районах и в зонах термохалинной конвекции в морях Лабрадорском и Ирмингера [4] на относительное “выравнивание” изотопного сигнала по глубине. Помимо перемешивания, в сближении δ18OБФ и δ18OПФ может играть роль локальное изменение солености поверхностной воды и температуры придонной воды [42].

Изотопно-углеродные соотношения в раковинах ПФ и БФ имеют частые небольшие колебания без устойчивых, для нескольких соседних проб, экстремумов почти везде вдоль 59.5° с.ш. Величины δ13СПФ определены в основном по раковинам G. bulloides и дополнительно в трех пробах из Лабрадорского моря по раковинам N. pachyderma sin., где количество раковин G. bulloides недостаточно для надежных изотопных определений. В [31] предположили, что характеристики стабильных изотопов в раковинах G. bulloides из Северной Атлантики между 30 и 60° с.ш. отражают условия мигрирующего с юга на север/северо-запад весеннего максимума продуктивности фитопланктона, т.к. δ13С в раковинах этого вида имеет высокую корреляцию с концентрацией фосфатов, следовательно, продуктивностью на поверхности моря. Можно полагать, что более или менее выровненный δ13СПФ от –0.2 до 0.2‰ вдоль 59.5° с.ш. “записывает” “движение или развитие” продуктивного сезона по акватории. Так же относительно ровный δ13СБФ с высокими значениями >~1‰, видимо, показывает независимую от поверхностной придонную циркуляцию водных масс с устойчивыми параметрами, которые, будучи обеднены биогенными элементами и обогащены 13С [36], распространяются на юг из зон активной вертикальной конвекции в Норвежско-Гренландском бассейне [42]. По всему профилю разница между δ13СПФ в раковинах G. bulloides и δ18OБФ велика и составляет около 1‰, а “схождение” значений δ13С, как у δ18О (см. текст выше) не обнаруживается, поэтому влияние вертикального перемешивания на близость изотопного сигнала в раковинах ПФ и БФ может быть под вопросом. Однако интерпретация δ13С по фораминиферам представляется сложной, т.к. вариации δ13С, особенно по ПФ, зависят от ряда параметров: δ13С источника углерода и ΣСО2 в воде, процессов обмена на границе вода/воздух, биопродуктивности, температуры воды, метаболизма ПФ и т.д. [56]. Для трех проб из наиболее холодноводной части профиля вдоль 59.5° с.ш. – центр Лабрадорского моря и склон ЮЗ Гренландии – следует отметить маленькую разницу до ~0.3‰ между δ13СПФ по раковинам N. pachyderma sin. и δ13СБФ. Величины δ13С в раковинах N. pachyderma sin. не имеют явной корреляции с δ13С воды и продуктивностью [36], и тут требуется другое, пока не ясное, объяснение. Возможно, как раз вертикальное перемешивание в момент кальцификации раковин N. pachyderma sin. приводит к сближению сигналов δ13СПФ по раковинам N. pachyderma sin. и δ13СБФ в Лабрадорском море.

Кластерный анализ распределения групп микрофоссилий (рис. 5а–5в). Кластерные группы станций или комплексы по две отдельно для диатомей и радиолярий хорошо согласуются друг с другом. Они обозначены на рис. 5а как АД + Р и БД + Р. Их нахождение в поверхностном слое осадков соответствует двум крупным областям Северной Атлантики к северу от ~50–55° с.ш. Комплекс АД + Р распространен к востоку от ~30° з.д. в пределах основного потока теплого Северо-Атлантического течения и отходящей от него ветви течения Ирмингера. Здесь характерны виды диатомей Hemidiscus cuneiformis Wallich, Rhizosolenia bergonii H. Peragallo, Roperia tesselata (Roper) Grunow, Shionodiscus oestrupii (Ostenfeld) Alverson, Kang & Theriot, виды радиолярий Lithomelissa setosa Jørgensen, Stylodictya validispina Jørgensen. Комплекс БД + Р распространен к западу от ~25° з.д. в пределах Субполярного круговорота, охватывающего моря Ирмингера и Лабрадорское, где происходит контакт холодных полярных и теплых умеренных водных масс. Здесь характерны виды диатомей Rhizosolenia spp., Thalassiosira gravida Cleve, Actinocyclus curvatulus Janish, Coscinodiscus marginatus Ehrenberg, виды радиолярий Artostrobium tumidulum (Bailey), Phorticium clevei (Jørgensen) Petrushevskaya, Actinomma leptodermum (Jørgensen) Nigrini & Moore /A. boreale Cleve group. Такое подразделение на комплексы диатомей и радиолярий с их типичными компонентами подтверждает ранее установленные закономерности для современной флоры диатомей и фауны радиолярий Северной Атлантики в [39, 43]. В семи пробах – на склоне южной Гренландии, на Исландско-Шетландском пороге, на шельфе и склоне Шотландии – численность кремневых микрофоссилий была недостаточна для количественных расчетов. Эти пробы не учтены в кластерном анализе, что, возможно, выразилось в упрощении кластерных дендрограмм и выделении всего двух комплексов по диатомеям и радиоляриям.

Четыре кластерные группы станций или комплексы по планктонным фораминиферам так же, как и по кремневым микрофоссилиям, отражают районы распространения и взаимодействия основных водных масс на поверхности Северной Атлантики. Комплексы обозначены на рис. 5б как АПФ, БПФ, ВПФ и ГПФ. Четыре станции выпадают из относительно “гладкого” сочетания комплексов; их точки находятся вне ареалов комплексов. Причину такой картины найти трудно; возможно, влияют некие особенности местной циркуляции и/или условий обитания/ седиментации. Комплекс АПФ, подобно комплексу БД + Р, распространен в море Ирмингера и южной части Лабрадорского моря, отражая взаимодействие полярных холодных и теплых умеренных водных масс в Субполярном круговороте. Здесь характерны виды полярный N. pachyderma sin., субполярные N. pachyderma dex. (dex. – правозавитые раковины) Setty и Turborotalia (T.) quinqueloba (Natland). Комплексы БПФ и ВПФ распространены к востоку от ~31° з.д. в пределах основного потока теплого Северо-Атлантического течения, отходящей от него ветви течения Ирмингера, а также течений, переходящих в Норвежское море через Исландско-Шетландский порог. Для них характерны субполярные виды N. pachyderma dex., T. quinqueloba, тепловодный Globigerinita glutinata (Egger), а в комплексе БПФ к ним присоединяется полярный N. pachyderma sin., видимо, как признак сезонного распространения к юго-востоку от Исландии арктических водных масс из южной части Гренландского моря. Комплекс ГПФ расположен в самой холодноводной части профиля вдоль 59.5° с.ш. – у ЮЗ Гренландии и в центре Лабрадорского моря. В нем доминирует полярный вид N. pachyderma sin. Выделенные в нашей работе кластерные комплексы планктонных фораминифер по профилю вдоль 59.5° с.ш. соответствуют описанию типичных комплексов в поверхностном слое осадков Северной Атлантики [44, 49]. В общих чертах, районы комплексов планктонных фораминифер соответствуют таковым комплексов диатомей и радиолярий: АД + Р ≈ ≈ БПФ + ВПФ, БД + Р ≈ АПФ + ГПФ, – с четкой границей по восточной окраине Субполярного круговорота, разделяющей (1) восточную область господства теплых умеренных и субтропических вод Северо-Атлантического течения и отходящего от него течения Ирмингера и (2) западную область контакта полярных/арктических вод течений Восточно- и Западно-Гренландского и в Лабрадорском море и более теплых вод из ответвлений течения Ирмингера.

Четыре кластерные группы станций или комплексы по бентосным фораминиферам в распространении мало соответствуют таковым по планктонным группам микрофоссилий. Они, вероятно, отражают вертикальную и циркумконтинентальную зональность, в основном разделяясь на комплексы глубоководных (абиссальных) и более мелководных областей. Также влияет распространение глубинных и придонных вод разного происхождения [32, 53], внося особенности в подразделение глубоководных и мелководных комплексов БФ. На востоке профиля (Исландская котловина, склон и шельф Шотландии, Исландско-Шетландский порог) присутствует более соленая вода из основной части Северной Атлантики (включая соленую теплую воду с пониженным содержанием кислорода из Средиземного моря) и поступающая из Норвежского моря через Исландско-Шетландский порог. На западе профиля (котловины Лабрадорская и Игмингера) преобладает более пресная вода, поступающая из Гренландского моря через Датский пролив, и более холодная (<1.4°C), так же опресненная (<34.88 епс) Лабрадорская вода [56]. Над хр. Рейкьянес условия определяются Североатлантической глубинной водной массой, температура которой повышается до 3–4°C. Комплексы обозначены на рис. 5в как АБФ, ББФ, ВБФ и ГБФ. Подробное описание и обсуждение комплексов БФ будет сделана в готовящейся к печати статье А.В. Тихоновой и др. В данной статье мы даем их краткую общую характеристику. Комплексы относительно мелководных районов: комплекс АБФ расположен на склоне южной Гренландии (глубины 328 и 2389 м) под холодными водами Восточно- и Западно-Гренландского течений, комплекс ББФ – на хр. Рейкьянес, на севере плато Роколл и шельфе и склоне Шотландии (глубины от 1051 до 1519 м, на одной станции 2182 м, на одной станции 158 м), комплекс ВБФ – на Исландско-Шетландском пороге (глубины 484 и 567 м) и на одной станции у Шотландии (137 м), комплекс ВБФ абиссальных районов – в Исландской котловине (глубины от 2237 до 2825 м), в морях Ирмингера и Лабрадорском (глубины от 2399 до 3497 м). В глубоководных бассейнах доминируют мелкие, обладающие высокой конкурентоспособностью оппортунистические виды Epistominella exigua (Brady) и Alabaminella weddellensis (Earland), обитание которых связано с сезонным поступлением на дно фитодетрита. Для комплексов АБФ, ББФ, ВБФ в целом типичны виды бентосных фораминифер из родов Cibicides, Cibicidoides, Cassidulina, также Trifarina angulosa Williamson и др., обычные для районов с высокой придонной гидродинамикой. В более мелководных районах, видимо, сказывается и крупнозернистый состав осадков как специфический субстрат обитания БФ, о чем ранее для СВ части Северной Атлантики сообщали в [25]. Абсолютная концентрация БФ в наших данных по профилю вдоль 59.5° с.ш. имеет среднюю прямую корреляцию с Сорг, что подтверждает предыдущие исследования [34] о зависимости части названных видов БФ от поступления органического материала на дно.

ВЫВОДЫ

В распределении влажности и гранулометрических фракций алеврито-пелитовых илов, местами с примесью песка и гравия, вдоль 59.5° с.ш. отражается вертикальная (по глубине моря) и циркумконтинентальная зональность – более мелкозернистый осадочный материал распределяется по наиболее глубоководным и удаленным от суши участкам дна; климатическая зональность явно не обнаруживается. На минеральный состав осадочной фракции >0.063 мм влияет как вертикальная/циркумконтинентальная, так и климатическая зональность.

Рост содержания CaCO3 отмечается в глубоководных частях профиля вдоль 59.5° с.ш. Отчасти это отражает вертикальную/циркумконтинентальную, но также климатические факторы: взаимодействие теплых умеренных и холодных полярных/арктических вод в морях Ирмингера и Лабрадорском и, возможно, вихревые структуры в Исландской котловине, где течение Ирмингера отделяется от Северо-Атлантического. Увеличение (на хр. Рейкьянес, на континентальном склоне и шельфе Шотландии) или уменьшение (на севере плато Роколл, в восточной части исландской котловины, на юге моря Ирмингера) концентрации Сорг в целом отражает участки разного уровня биопродуктивности и экспорта на дно взвешенного Сорг.

В накоплении диатомей, радиолярий и планктонных фораминифер, подобно CaCO3, отражается как вертикальная/циркумконтинентальная, так и, в большей степени, климатическая зональность. Увеличение общей концентрации бентосных фораминифер в СВ части Северной Атлантики под Северо-Атлантическим течением и в прибрежных районах Великобритании, вероятно, зависит от поступления на дно органического материала.

Вариации изотопных кислородных и углеродных соотношений в раковинах бентосных и планктонных фораминифер требуют сложной интерпретации с привлечением данных по параметрам различных поверхностных и придонных водных масс. Они могут указывать на зону вертикальной конвекции в Лабрадорском море, распространение более пресных и холодных полярных/арктических водных масс на западе профиля по 59.5° с.ш., на развитие весенне-летней биопродуктивности в приповерхностной воде, и т.д.

Распределение “кластерных” комплексов для планктонных групп кремневых и карбонатных микрофоссилий весьма сходно. Оно отражает районы распространения водных масс полярного/арктического и умеренного происхождения с границей по восточной окраине Субполярного круговорота, следовательно, показывает климатическую зональность. Распределение “кластерных” комплексов бентосных фораминифер мало соответствует таковому для планктонных микрофоссилий, отражая разделение акватории на абиссальные и мелководные области, т.е., вертикальную/циркумконтинентальную зональность. Выявленная кластерным анализом картина является хорошей актуалистической основой для интерпретации микропалеонтологических записей в голоценовых осадках Северной Атлантики.

Источники финансирования. Работа выполнена при поддержке Российского научного фонда (грант № 21-17-00235) с дополнительной финансированием (отбор проб и лабораторный анализ) по Госзаданию Министерства науки и высшего образования РФ (тема ИО РАН № FMWE-2021-0006).

Благодарности. Авторы благодарят анонимного рецензента за ценные замечания и рекомендации, которые помогли улучшить качество статьи, а также капитана и команду НИС “Академик Иоффе” за помощь в экспедиционных работах, А.Н. Рудакову и М.А. Воробьеву за лабораторную обработку проб осадков, А.А. Клювиткина за помощь в построении карт и Н.В. Политову за консультацию по анализу данных гранулометрического состава.

Список литературы

  1. Алексеева Т.Н., Свальнов В.Н. К методике гранулометрического анализа тонкозернистых осадков // Океанология. 2000. Т. 40. № 2. С. 304–312.

  2. Безруков П.Л., Лисицын А.П. Классификация осадков современных морских водоемов // Труды ИОАН СССР. 1960. Т. 32. С. 3–14.

  3. Виноградов М.Е., Шушкина Э.А., Копелевич О.В., Шеберстов С.В. Фотосинтетическая продукция Мирового океана по спутниковым и экспедиционным данным // Океанология. 1996. Т. 36. № 4. С. 566–575.

  4. Гладышев С.В., Гладышев В.С., Фалина А.С., Сарафанов А.А. Зимняя конвекция в море Ирмингера в 2004–2014 гг. // Океанология. 2016. Т. 56. № 3. С. 353–363. https://doi.org/10.7868/S0030157416030072

  5. Демидов А.Б., Мошаров С.А., Гагарин В.И. и др. Пространственная изменчивость продукционных характеристик фитопланктона в Северной Атлантике летом 2013 г. // Океанология. 2019. Т. 59. № 2. С. 243–256.

  6. Дубравин В.Ф. Атлас термохалинной и биогеографической структур вод Атлантического океана. Калининград: Капрос, 2013. 471 с.

  7. Емельянов Е.М. Седиментогенез в бассейне Атлантического океана. М.: Наука, 1982. 190 с.

  8. Емельянов Е.М., Лисицын А.П., Ильин А.В. Типы донных осадков Атлантического океана. Океанологические исследования / Отв. ред. А.П. Лисицын. Калининград: Калининградская правда, 1975. 579 с.

  9. Ильин А.В. Геоморфология дна Атлантического океана. Москва: Наука, 1976. 232 с.

  10. Клювиткин А.А., Политова Н.В., Новигатский А.Н. и др. Геологические исследования в Северной Атлантике в 51-м рейсе научно-исследовательского судна “Академик Иоффе” // Океанология. 2017. Т. 57. №. 3. С. 514–516. https://doi.org/10.7868/S0030157417020071

  11. Левитан М.А., Гельви Т.Н. Количественные параметры пелагической плейстоценовой седиментации в Атлантическом океане // Геохимия. 2016. № 12. С. 1091–1103. https://doi.org/10.7868/S0016752516120098

  12. Леонтьев О.К. Морская геология. Основы геологи и геоморфологии дна Мирового океана. М.: Высшая школа, 1982. 341 с.

  13. Лисицын А.П. Осадкообразование в океанах. М.: Наука, 1974. 438 с.

  14. Лисицын А.П. Современные представления об осадкообразовании в океанах и морях. Океан как природный самописец взаимодействия геосфер Земли // Мировой океан. Т. II. Физика, химия и биология океана. Осадкообразование в океане и взаимодействие геосфер Земли / Под ред. Л.И. Лобковского и Р.И. Нигматулина. М.: Научный мир, 2014. С. 331–571.

  15. Лисицын А.П., Емельянов Е.М., Лукошевичюс Л.С., Солдатов А.В. Осадконакопление в Атлантическом океане. Калининград: Калининградская правда, 1975. 462 с.

  16. Лисицын А.П., Емельянов Е.М., Ельцина Г.Н. Геохимия осадков Атлантического океана. М.: Наука, 1977. 255 с.

  17. Литвин В.М. Морфоструктура дна океанов. Л.: Недра, 1987. 275 с.

  18. Лодочников В.Н. Главнейшие породообразующие минералы. М.: Государственное научно-техническое изд-во литературы по геологии и охране недр, 1955. 248 с.

  19. Логвиненко Н.В. Петрография осадочных пород. М.: Высшая школа, 1967. 416 с.

  20. Новичкова Е.А., Саввичев А.С., Баширова Л.Д. и др. Литолого-биогеохимические исследования седиментосистемы Северной Атлантики (по материалам 49-го рейса научно-исследовательского судна “Академик Иоффе”) // Океанология. 2019. Т. 59. № 4. С. 641–655. https://doi.org/10.31857/S0030-1574594641-655

  21. Петелин В.П. Новый метод водно-механического анализа морских осадков // Океанология. 1961. Т. 1. Вып. 1. С. 144–148.

  22. Фалина А.С., Гладышев С.В., Колоколова А.В. Российские экспедиционные исследования водообмена между Атлантическим и Северным Ледовитым океанами в 2011 г. // Океанология. 2014. Т. 54. № 2. С. 282–285. https://doi.org/10.7868/S0030157414020087

  23. Фролов В.Т. Руководство к лабораторным занятиям по петрографии осадочных пород. М.: МГУ, 1964. 400 с.

  24. Anderson D.M, Mulitza S. Compilation of delta 18O data from planktonic foraminifera in surface sediment // PANGAEA. 2001. https://doi.org/ (accessed on 17-05-2022).https://doi.org/10.1594/PANGAEA.60896

  25. Austin W.E.N., Evans J.R. North East Atlantic benthic foraminifera: Modern distribution patterns and palaeoecological significance // Journal of the Geological Society. 2000. V. 157. P. 679–691. https://doi.org/10.1144/jgs.157.3.679

  26. Bickert T. Carbonate Compensation Depth // Encyclopedia of Paleoclimatology and Ancient Environments / V. Gornitz et al. (Eds.). Encyclopedia of Earth Sciences Series. Dordrecht: Springer, 2009. P. 136–138. https://doi.org/10.1007/978-1-4020-4411-3_33.

  27. Brambilla E., Talley L.D. Subpolar mode water in the northeastern Atlantic: 1. Averaged properties and mean circulation // Journal of Geophysical Research: Oceans. 2008. V. 113. P. 1–18. https://doi.org/10.1029/2006JC004062

  28. Daniault N., Mercier H., Lherminier P. et al. The northern North Atlantic Ocean mean circulation in the early 21st century // Progress in Oceanography. 2016. V. 146. P. 142–158. https://doi.org/10.1016/j.pocean.2016.06.007

  29. Dickson R.R., Meincke J., Malmberg S.-A., Lee A.J. The ‘‘great salinity anomaly’’ in the northern North Atlantic 1968–1982 // Progress in Oceanography. 1988. V. 20. P. 103–151. https://doi.org/10.1016/0079-6611(88)90049-3

  30. Eynaud F., De Abreu L., Voelker A., et al. Position of the Polar Front along the western Iberian margin during key cold episodes of the last 45 ka // Geochemistry, Geophycs, Geosystems. 2009. V. 10(7). Q07U05. https://doi.org/10.1029/2009GC002398

  31. Ganssen G.M., Kroon D. The isotopic signature of planktonic foraminifera from NE Atlantic surface sediments: implications for the reconstruction of past oceanic conditions // Journal of the Geological Society. 2000. V. 157. P. 693–699. https://doi.org/10.1144/jgs.157.3

  32. Gordon A.L. Bottom water formation // Encyclopedia of Ocean Sciences (Second Edition). Cambridge, USA: Academic Press, 2001. P. 415–421. https://doi.org/10.1016/B978-012374473-9.00006-0

  33. Hammer Ø., Harper D.A.T., Ryan P.D. Past: Paleontological Statistics Software Package for Education and Data Analysis // Palaeontologia Electronica. 2001. V. 4. Is. 1. Article 4. http://palaeo-electronica.org/2001_1/ past/issue1_01.htm.

  34. Hermelin J.O.R., Scott D.B. Recent Benthic Foraminifera from the Central North Atlantic // Micropaleontology. 1985. V. 31. P. 199–220. https://doi.org/10.2307/1485542

  35. Jonkers L., Brummer G.-J.A., Meilland J. et al. Variability in Neogloboquadrina pachyderma stable isotope ratios from isothermal conditions: implications for individual foraminifera analysis // Climate of the Past. 2022. V. 18. P. 89–101. https://doi.org/10.5194/cp-18-89-2022

  36. Keigwin L.D., Boyle E.A. Late Quaternary paleochemistry of high-latitude surface waters // Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 1989. V. 73. P. 85–106. https://doi.org/10.1016/0031-0182(89)90047-3

  37. Keigwin L.D., Jones G.A. Glacial-Holocene stratigraphy, chronology, and paleoceanographic observations on some North Atlantic sediment drifts // Deep-Sea Research. 1989. V. 36. № 6. P. 845–867. https://doi.org/10.1016/0198-0149(89)90032-0

  38. Kidd R.B., Hill P.R. Sedimentation on Feni and Gardar sediment drifts // Initial Reports DSDP. 1987. V. 94. P. 1217–1244. https://doi.org/10.2973/dsdp.proc.94.148.1987

  39. Koç Karpuz N., Schrader H. Surface sediment diatom distribution and Holocene paleotemperature variations in the Greenland, Iceland and Norwegian Sea // Paleoceanography. 1990. V. 5. P. 557–580. https://doi.org/10.1029/PA005i004p00557

  40. Krauss W. Currents and mixing in the Irminger Sea and in the Iceland Basin // Journal of Geophysical Research: Oceans. 1995. V. 100. P. 10,851–10,871. https://doi.org/10.1029/95JC00423

  41. Locarnini R.A., Mishonov A.V., Baranova O.K. et al. World Ocean Atlas 2018. V. 1: Temperature. NOAA Atlas NESDIS 81, 2018. 52 pp. https://www.ncei.noaa.gov/products/world-ocean-atlas.

  42. Maslin M.A., Swann G.E.A. Isotopes in Marine Sediments // Isotopes in Palaeoenvironmental Research / M.J. Leng (Ed.). Dordrecht: Springer, 2005. P. 227–290. https://doi.org/10.1007/1-4020-2504-1_06.

  43. Matul A., Mohan R. Distribution of Polycystine Radiolarians in Bottom Surface Sediments and Its Relation to Summer Sea Temperature in the High-Latitude North Atlantic // Frontiers in Marine Science. 2017. V. 4. Article 330. https://doi.org/10.3389/fmars.2017.00330

  44. Matul A., Barash M.S., Khusid T.A. et al. Paleoenvironment Variability during Termination I at the Reykjanes Ridge, North Atlantic // Geosciences. 2018. V. 8. № 10. Article 375. https://doi.org/10.3390/geosciences8100375

  45. Mortyn P.G., Martínez-Botí M.A. Planktonic foraminifera and their proxies for the reconstruction of surface-ocean climate parameters // Contributions to Science. 2007. V. 3. P. 371–383. https://doi.org/10.2436/20.7010.01.14

  46. Pollard R.T., Griffiths M.J., Cunningham S.A. et al. Vivaldi 1991 – A study of the formation, circulation and ventilation of Eastern North Atlantic Central Water // Progress in Oceanography. 1996. V. 37. P. 167–172. https://doi.org/10.1016/S0079-6611(96)00008-0

  47. Radi T., de Vernal A. Dinocysts as proxy of primary productivity in mid-high latitudes of the Northern Hemisphere // Marine Micropaleontology. 2008. V. 68. P. 84–114. https://doi.org/10.1016/j.marmicro.2008.01.012

  48. Restreppo G.A., Wood W.T., Phrampus B.J. Oceanic sediment accumulation rates predicted via machine learning algorithm: towards sediment characterization on a global scale // Geo-Marine Letters. 2020. V. 40. P. 755–763. https://doi.org/10.1007/s00367-020-00699-1

  49. Sahoo N., Saalim S.M., Matul A. et al. Planktic Foraminiferal Assemblages in Surface Sediments From the Subpolar North Atlantic Ocean // Frontiers in Marine Science. 2022. V. 8. Article 781675. https://doi.org/10.3389/fmars.2021.781675

  50. Sarafanov A., Falina A., Mercier H. et al. Mean full-depth summer circulation and transports at the northern periphery of the Atlantic Ocean in the 2000s // Journal of Geophysical Research. 2012. V. 117. C01014. https://doi.org/10.1029/2011JC007572

  51. Sarmiento J.L., Gruber N. Ocean Biogeochemical Dynamics. Princeton, Woodstock: Princeton University Press, 2006. 503 p. https://doi.org/10.1017/S0016756807003755

  52. Schlitzer R. Ocean Data View. 2021. odv.awi.de (accessed on 31 May 2022).

  53. Talley L.D., Pickard G.L., Emery W.J., Swift J.H. Chapter 9 - Atlantic Ocean // Descriptive Physical Oceanography (Sixth Edition). An Introduction / Cambridge, USA: Academic Press, 2011. P. 245–301. https://doi.org/10.1016/B978-0-7506-4552-2.10009-5

  54. Taylor J.R., Ferrari R. Shutdown of turbulent convection as a new criterion for the onset of spring phytoplankton blooms // Limnology and Oceanography. 2011. V. 56. P. 2293–2307. https://doi.org/10.4319/lo.2011.56.6.2293

  55. Vidal L., Labeyrie L., van Weering T. Benthic δ18O records in the North Atlantic over the Last Glacial Period (60-10 kyr): Evidence for brine formation // Paleoceanography. 1998. V. 13. P. 245–251. https://doi.org/10.1029/98PA00315.hal-02958584

  56. Volkmann R., Mensch M. Stable isotope composition (δ18O, δ13C) of living planktic foraminifers in the outer Laptev Sea and the Fram Strait // Marine Micropaleontology. 2001. V. 42. P. 163–188. https://doi.org/10.1016/S0377-8398(01)00018-4

  57. Yashayaev I., Holliday N., Bersch M., Aken H. The History of the Labrador Sea Water: Production, Spreading, Transformation and Loss //Arctic–Subarctic Ocean Fluxes / Dickson R.R., Meincke J., Rhines P. (eds). Dordrecht: Springer, 2008. P. 569–612. https://doi.org/10.1007/978-1-4020-6774-7_25.ea

  58. Zhao J., Bower A., Yang J., et al. Structure and formation of anticyclonic eddies in the Iceland Basin // Journal of Geophysical Research: Oceans. 2018. V. 123. https://doi.org/10.1029/2018JC013886

  59. Zweng M.M., Reagan J.R., Seidov D. et al. World Ocean Atlas 2018. V. 2: Salinity. NOAA Atlas NESDIS 82, 2018. 50 pp. https://www.ncei.noaa.gov/products/world-ocean-atlas.

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Океанология

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал