Реконструкция ледовых условий Охотского моря в позднем плейстоцене и голоцене: на основе анализа содержания материала ледового разноса тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 25.00.28, кандидат географических наук Василенко, Юрий Павлович

• Василенко, Юрий Павлович
• кандидат географических наук
• 2013

Оглавление диссертации кандидат географических наук Василенко, Юрий Павлович

Оглавление

Введение 4 Глава 1. Факторы окружающей среды, обуславливающие современные

ледовые условия Охотского моря

1.1. Физико-географический очерк 10 1. 1.1. Основные элементы морфометрии и рельеф дна

1.1.2. Гидрологические характеристики

1.1.3. Атмосферная циркуляция и метеорологические условия

1.2. Особенности развития ледяного покрова Охотского моря

1.2.1. Ледовые условия

1.2.2. Изменчивость ледовых условий Охотского моря 29 Глава 2. Современное осадкообразование и литостратиграфия позднечетвертичных отложений Охотского моря

2.1. Современное осадкообразование

2.1.1. Поступление осадочного материала

2.1.2. Роль морского льда в осадкообразовании в Охотском море

2.1.3. Распространение осадочного материала

2.2. Литостратиграфия позднечетвертичного отложений

2.2.1. История изучения литологии и стратиграфии позднечетвертичных отложений

2.2.2. Современные представления о литостратиграфии позднечетвертичных отложений центральной области Охотского моря

Глава 3. Материалы и методы исследования

3.1. Используемый материал и его первичное исследование

3.1.1. Общие сведения об используемом материале

3.1.2. Судовые исследования колонок донных осадков

3.2. Изучение материала ледового разноса

3.2.1. Материал ледового разноса

3.2.2. Выбор размерности фращии МНР

3.2.3. Анализ содержания МЛР

3.2.4. Использование определения концентрации МЛР, выраженной через процент веса фракций 0,063-2 мм и 0,15-2 мм, как экспресс метода

3.3. Потоки МЛР

3.4. Реконструкция ледовых условий Охотского моря на основании метода САМЛР

3.4.1. Принципы реконструкции ледовых условий

3.4.2. Проверка полученных данных 78 Глава 4. Связь изменений ледовых условий Охотского моря с циклами колебания климата орбитального и тысячелетнего масштабов

4.1. Изменения ледовых условий за последние 189 тыс. лет (последние шесть изотопно-кислородных стадий)

4.1.1. Изотопно-кислородная стадия 1.1

4.1.2. Изотопно-кислородная стадия 1.2

4.1.3. Изотопно-кислородная стадия 2

4.1.4. Изотопно-кнслородная стадия 3 89 4.1.4. Изотопно-кислородная стадия 4

4.1.6. Изотопно-кислородная стадия 5.a-5.d

4.1.7. Изотопно-кислородная стадия 5.е

4.1.8. Изотопно-кислородная стадия 6

4.2. Ледовые условия Охотского моря во время перехода от максимума последнего оледенения к голоцену и в голоцене

4.3. Связь ледовых условий Охотского моря с колебаниями климата тысячелетнего масштаба

Заключение

Литература

Приложение

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Реконструкция ледовых условий Охотского моря в позднем плейстоцене и голоцене: на основе анализа содержания материала ледового разноса»

Введение

Актуальность исследования

Исследование Охотского моря играет важную роль в понимании климатических изменений происходящих в Дальневосточном регионе и в определении тенденций их развития. Ледяной покров Охотского моря является важным звеном механизма взаимодействия атмосферы и моря, неотъемлемой составляющей гидрологического режима не только самого моря, но и северо-западной части Тихого океана. Изучение изменений ледовых условий Охотского моря во времени, выявление прямых и обратных связей между ними, атмосферной циркуляцией и гидрологическим режимом северотихоокеанского региона является ключевым для понимания как региональной, так и глобальной климатической системы (Та11еу, 1991; Хен, 1997; К^шш, 1998: Глебова, 2002, 2006; Горбаренко и др.., 2003; и др.).

Таким образом, изучение ледовых условий Охотского моря - одного из ключевых звеньев в региональной климатической системе и гидрологическом режиме моря и северо-западного сектора Тихого океана является составной частью фундаментальной задачи изучения глобальных изменений климата.

Изучение ледяного покрова Охотского моря необходимо для построения климатических прогнозов на будущее для всего Дальневосточного региона. Для решения этой задачи знаний о настоящих условиях среды и её недавнем прошлом не достаточно. Необходимо как можно глубже понять изменения и колебания климата региона, происходившие на протяжении последних десятков и сотен тысяч лет. Соответственно, необходимо более полное понимание изменений и колебаний состояния ледяного покрова Охотского моря в прошлом.

Объект исследования: Охотское море.

Предмет исследование: ледовые условия Охотского моря в позднем плейстоцене - голоцене.

Цель и задачи исследования

Цель работы - реконструировать изменения состояния ледяного покрова Охотского моря в позднечетвертичное время и проследить их взаимосвязь с глобальными и региональными колебаниями климата орбитального и тысячелетнего масштаба, основываясь на изучении ледовой седиментации.

Для достижения поставленной цели были определены две основные задачи: выбор метода анализа ледовых условий Охотского моря в прошлом; проведение оценки ледовых палеоусловий Охотского моря при изменениях климата орбитального и тысячелетнего масштабов. Для конкретизации и упрощения решения основные задачи были разделены на ряд частных задач:

1) Выбрать метод реконструкции ледовых условий Охотского моря для позднего плейстоцена и голоцена на основе исследования глубоководных морских осадков и провести проверку полученных данных.

2) Определить концентрацию материала ледового разноса (МЛР) в донных осадках 17 колонок.

3) Рассчитать скорость аккумуляции материала ледового разноса исходя из данных по концентрации, скорости седиментации и плотности донного осадка.

4) Составить картосхемы распределения скоростей аккумуляции МЛР по акватории Охотского моря для 8 временных интервалов, включающих 6 изотопно-кислородных стадий (ИКС).

5) Провести оценку влияния орбитальных циклов изменения климата на ледовые условия Охотского моря за последние 190 тысяч лет, включающих ИКС 1-6.

6) Рассмотреть изменения ледовых условий Охотского моря при переходе от максимума последнего оледенения к голоцену.

7) Оценить реакцию ледовых условий Охотского моря на тысячелетние осцилляции климата.

Научная новизна и результаты работы

Обосновано применение анализа скоростей аккумуляции МЛР (число

терригенпых зёрен в осадке, накопившихся за тысячу лет на единице площади) для реконструкции ледовых условий Охотского моря.

Для шести последних ИКС (последние 189 тыс. лет) были проведены реконструкции ледовых условий в глубоководной области Охотского моря по 8 временным срезам (189-130, 130-117, 117-74, 74-59, 59-28, 28-14,7, 14,76 и 6-0 тыс. лет назад). Для периода 189-28 тыс. лет назад данные реконструкции выполнены впервые, а имеющиеся данные для последних 28 тыс. лет были существенно дополнены и уточнены.

Вышеозначенные реконструкции носят площадной характер и выполнены на большом фактическом материале (16 колонок донных осадков). Они позволили достоверно показать взаимосвязь изменений ледяного покрова Охотского моря с колебаниями климата орбитального масштаба. В частности, было установлено, что даже во время наиболее холодных периодов в изученном регионе моря не существовало круглогодичного ледяного покрова, а ледовые условия во время ИКС 3 (5928 тыс. лет назад) имели промежуточный характер между холодными и тёплыми ИКС.

Был детально рассмотрен характер изменения ледовых условий Охотского моря при переходе от максимума последнего оледенения к голоцену. Предложен механизм реакции ледовых условии Охотского моря на колебания климата тысячелетнего масштаба.

Теоретическая и практическая значимость работы

Приведённые в данной работе результаты вносят вклад в фундаментальные знания о палеосреде Охотского моря, Дальневосточного региона и северной части Тихого океана. Полученные результаты могут стать основой для дальнейшего более глубокого и детального изучения изменения палеоусловий Охотского моря. Они могут быть использованы при построении палеоокеанологических и палеогеографических реконструкций Дальневосточного региона и северной части Тихого океана.

Результаты данной работы могут быть применены при моделировании

климатических изменений в будущем. Защищаемые положения:

1) Методика анализа скоростей аккумуляции MJIP достоверно отражает интенсивность формирования и характер распространения морского льда по акватории Охотского моря в прошлом.

2) За последние 189 тыс. лет интенсивность формирования льда и его распространение по акватории Охотского моря изменялись в соответствии с орбитальными вариациями глобального климата, увеличиваясь в холодные ИКС (максимум отмечается в ИКС 2) и уменьшаясь в тёплые (минимум — во время ИКС 5е).

3) Изменения ледовых условий при тысячелетних колебаниях климата в Охотском море проявляются неоднозначно, что обусловлено сложным характером ледовой седиментации. В восточной части моря изменения ледовых условий проявляются наиболее отчётливо, что связано с изменением интенсивности полярной циркуляции атмосферы и её влиянии на формирование морского льда в восточной части моря. Фактический материал и личный вклад автора

Автор данной работы принимал участие в одной из научных экспедиций (НИС «Mirai», 2006 г.), в ходе которых был получен исходный материал. Активно участвовал в пробоотборс образцов донных осадков и последующей аналитической обработке исследуемого материала. Им был осуществлён подсчёт MJIP в колонках LV28-34-2, LV28-42-5, LV28-44-4 и MD01-2415 (1 154 определений из 3 401 анализируемых) и анализ компонентного состава для колонки LV28-42-5 (65 определений). Автором, в составе руководимых им групп, выполнено определение относительной влажности осадка (961 определений) и анализ весового процента фракции 0,063-2 мм (931 определение) для колонки MR06-04 PC-07R.

Все расчёты сделаны автором лично. Интерпретация полученных результатов выполнялась автором, либо при непосредственном его участии.

Апробация работы

Материалы диссертации были представлены па российских и международных совещаниях, симпозиумах и конференциях, в том числе: на пятом российско-германском симпозиуме «Russian-German Cooperation in the Okhotsk Sea - Kurile Island Arc System» (г. Владивосток, 2004 г.); VII международном междисциплинарном научном симпозиуме IGCP-476 «Regularities of the structure and evolution of geospheres» (г. Владивосток, 2005 г.); 21, 22 и 23 международных симпозиумах «The Okhotsk Sea & sea ice» (r. Момбецу, Япония, 2006, 2007 и 2008 гг., соответственно); XVII международной научной конференции (школе) по морской геологии «Геология морей и океанов» (г. Москва, 2007); семинаре Геофизической обсерватории «Борок» (г. Борок, 2007 г.); 3 и 4 конференциях молодых учёных ТОЙ ДВО РАН «Океанологические исследования» (г. Владивосток, 2008, 2009 гг., соответственно); 2 региональной конференции молодых учёных «Современные проблемы геологии, геохимии и геоэкологии Дальнего Востока России» (г. Владивосток, 2008 г.); международной научной конференции, посвященной 100-летию со дня рождения Д.Г. Панова «Геология, география и экология океана» (г. Ростов-на-Дону, 2009 г.); международной научной конференции «Environment Development of East Asia in Pleistocene - Holocene (boundaries, factors, stage of human mastering)» (r. Владивосток, 2009 г.); 1 и 2 китайско-российском симпозиуме по морским наукам «Marine Environment and Resources in 21st Century» (г. Циндао, КНР, 2009 г., г. Владивосток, 2012 г. соответственно); XI молодёжной конференции с элементами научной школы «Географические и геоэкологические исследования на Дальнем Востоке» (г. Владивосток, 2012 г.); международной конференции «Regional environmental response to global change: North-Eastern and Central Asia» (г. Иркутск, 2012 г.).

Публикация результатов

Результаты работы представлены в 28 публикациях, из которых 1

опубликована в коллективной монографии, 6 — в российских и международных научных журналах, включённых в перечень ВАК и систему цитирования «Web of Science», и 21 - в материалах, трудах и тезисах докладов российских и международных конференций, симпозиумов и школ. Благодарности

Автор работы выражает глубокую и искрению благодарность за неоценимую помощь и понимание своему научному руководителю д.г.-м.н. С.А. Горбаренко. Диссертант выражает признательность за ценные совет и поддержку на всех этапах выполнения работы сотрудникам лаборатории палеоокеанологии: к.г.-м.н. A.B. Артёмовой, к.г.н. A.A. Босину, Т.Э. Варнело, Т.В. Матюниной, О.Ю. Пшенёвой, М.П. Савенко, С.И. Тороповой, Е.А. Янченко. Автор глубоко признателен д.г.-м.н. А.Н. Деркачёву, д.г.-м.п. JI.A. Изосову, к.г.н. Л.И. Мезенцевой, д.г.н. В.В. Плотникову, М.С. Обрезковой и Л.Н. Василенко за критические замечания и консультации. Структура и объем диссертации

Диссертация изложена па 148 страницах, состоит из введения, 4 глав, заключения, списка литературы (159 источника, в том числе 107 на русском и 52 на английском языке), приложения и иллюстрирована в тексте 20 рисунком и 5 таблицами.

Исследования были выполнены при финансовой поддержке ФЦП «Мировой океан», грантов РФФИ № 06-05-915576 ЯФ-а, № 07-05-00655-а, № 10-05-00160-а, грантов ДВО РАН № 12-IH-B-07-118, 13-III-B-07-136.

Глава 1. Факторы окружающей среды, обуславливающие современные ледовые условия Охотского моря

На ледовые условия Охотского моря оказывают влияние физико-географическое положение моря, атмосферные процессы, преобладающие над ним, и его гидрологический режим, в частности, характер водообмена с Японским морем и Тихим океаном (Якунин, 1979, 1986, 1990; Плотников, Фирсов, 1981; Плотников, 1990, 2002; Петров и др., 1998; Глебова, 2006; Kimura, Wakatsuchi, 1999; и др.). Образование, существование и разрушение ледяного покрова Охотского моря, в свою очередь, оказывает влияние на климат и гидрологию моря и океана (Гладышев, 1998; Дашко, 1998; Фигуркин, 2006, 2011; Talley, 1991; Gladyshev et al., 2000; и др.). Эти прямые и обратные связи в системе «атмосфера-море-морской лёд-океан» сказываются практически на протяжении всего года (Глебова, 2001, Фигуркин, 2006, 2011; Talley, 1991; Gladyshev et al., 2000; Sasaki et al., 2007; и др.). Знание современного состояния этой системы даёт нам важный ключ к пониманию событий, происходивших в прошлом. Таким образом, возникает необходимость рассмотрения современного состояния среды Охотского моря и такого её элемента, как ледовые условия.

1.1. Физико-географический очерк

В физико-географическом очерке целесообразно привести данные по Охотскому морю и прилегающим регионам в аспекте их связи с ледовыми характеристиками моря и, прежде всего, рассмотреть климатообразующис факторы и гидрологические условия Охотского моря.

Охотское море глубоко вдаётся на северо-восток Евразийского континента. Его границей на северо-западе и севере является побережье материка, на востоке её продолжает побережье п-ова Камчатка, со стороны Тихого океана (на юго-востоке и юге) границу определяет Курильская островная дуга, а со стороны Японского моря (на юго-западе и западе) граница проходит по побережьям о. Хоккайдо и о. Сахалин (рис. 1.1).

v II-OB

Пьягина

п-ов Лисянского

п-ов Шмидта

Охотское

4L Лопатка

Тихии океан

)L ЭрИМО

с.ш.

140° 145° 150° 155° В.Д.

Рисунок 1.1 - Охотское моря (топографическая основа взята на сайте http://www.gebco.net, разрешение 1 минута).

1.1.1. Основные элементы морфометрии и рельеф дна

Морфометрия бассейна. Крайние точки Охотского моря располагаются: на западе - 54°50' с.ш., 135° 10' в.д. (вершина Удской губы); на востоке -62°30' с.ш., 164°45' в.д. (устье р. Пенжнны); на севере - 62°42' с.ш., 164°25' в.д. (вершина Пепжпнской губы); на юге - 43°43' с.ш., 145°15' в.д. (пролив Измены) (Власова и др., 2008; Удипцев, 1981).

Охотское море занимает площадь 1 603 200 км2, имеет объём 1316 900

Л

км (Фролов, 1971). При средней глубине 821 м (Фролов, 1971) максимальная глубина моря составляет 3 374 м (Удипцев, 1957, 1981). Длина береговой линии равна 10 460 км (Удинцев, 1957). Охотское море вытянуто с северо-востока на юго-запад, его протяжённость от вершины Пепжпнской губы до пролива Измены составляет 2 500 км (Шунтов, 2001).

Рельеф дна Охотского моря имеет сложное строение (Удинцев, 1957, 1981; Сваричевский и др., 1998; Власова и др., 2008). Условно дно моря можно разделить на две области: обширную северную мелководную часть и глубоководную южную часть (Добровольский, Залогин, 1982).

Широкий шельф окаймляет западное, северное и восточное побережья. Так, ширина шельфа, бровка которого находится на глубинах около 160-175 м, меняется от 70-75 км у северно-восточного побережья о. Сахалина и западного побережья п-ова Камчатка до 180-200 км между меридианами г. Охотска и п-овом Лисянского (Власова и др., 2008; Сваричевский и др., 1998). В целом, область дна с глубинами до 200 м занимает 42,3% его площади. Глубже шельф переходит в материковый склон, который в пределах глубин 200-1 500 м охватывает 42,6% площади дна Охотского моря (Удинцев, 1957).

Па материковом склоне располагается ряд возвышенностей, впадин и желобов (рис. 1.2). Возвышенности Института Океанологии (глубина 860 м) и Академии Наук СССР (глубина 894 м) вместе с юго-восточным отрогом северного шельфа (Северо-Охогская возвышенность) делят материковый склон на западную и восточную части (Удинцев, 1957, 1981). На севере

западной части находится впадина Дерюгина (глубина 1795 м), а на севере восточной - впадина ТИНРО (глубина 991 м) (Удипцев, 1981). На крайнем северо-востоке материкового склона расположена котловина залива Шелихова (глубина 445 м) (Удипцев, 1957, 1981). Жёлоб Ионы связывает северо-западный шельф с впадиной Дерюгина. С Курильской котловиной впадину Дерюгина связывает жёлоб Петра Шмидта, он же разделяет подводный склон о. Сахалин и возвышенность Академии наук СССР. Жёлоб Шелихова соединяет котловину залива Шелихова и впадину ТИНРО. С центральной частью моря впадину ТИНРО связывает жёлоб Лебедя. Жёлоб Макарова разделяет возвышенности Института океанологии и Академии наук СССР и соединяет впадину Дерюгина с Курильской котловиной. Минимальные пороговые глубины на седловинах этих желобов по Г.Б. Удинцеву (1957, 1981) составляют: в жёлобе Петра Шмидта - 1315 м, в жёлобе Шелихова - 369 м, в жёлобе Лебедя - 539 м и в жёлобе Макарова -1354 м. Перечисленные выше элементы рельефа относятся к крупным формам, но для формирования гидрологического режима, как отмечает В.П. Шунтов (2001), также важны и менее крупные формы рельефа, в первую очередь банка Кашеварова (Alfultis, Martin, 1987; Martin et al., 2004), глубина которой составляет 136 м (Удипцев, 1981).

На юге и юго-востоке находится самая глубоководная область Охотского моря - Курильская котловина. Она располагается вдоль Курильских островов и постепенно сужается от 200 км напротив о. Итуруп до 80 км на меридиане пролива Крузенштерна (Добровольский, Залогин, 1982). Её площадь глубже 2 000 м составляет 11,1% от общей площади моря (Удипцев, 1957). Дно Курильской котловины представлено обширной плоской поверхностью, находящейся на глубине в среднем 3 300 м (Добровольский, Залогип. 1982; Сваричевский и др., 1998; Власова и др., 2008). Максимальная глубина Курильской котловины является абсолютной минимальной отметкой дна Охотского моря и составляет 3 374 м (Удипцев, 1957).

банке

ТИНРО

Курил ^ОТЛОВИ*®

145° 150° 155° В.Д.

Рисунок 1.2 - Рельеф дна Охотского моря (топографическая основа взята на сайте http://www.gebco.net, разрешение 1 минута).

1.1.2. Гидрологические характеристики

Водообмен с Тихим океаном осуществляется через многочисленные довольно глубоководные проливы между Курильскими о-вами, общая ширина которых составляет 491,3 км. Самые глубокие из них - проливы Буссоль и Крузенштерна (рис. 1.2) имеют среднюю глубину 1 006 м и 709 м при максимальной глубине 2 318 м и 1920 м соответственно (Удинцев, 1957).

С Японским морем водообмен происходит через не широкие, мелководные проливы. Ширина пролива Невельского между материком и о. Сахалин (рис. 1.2) составляет всего 7,8 км, при глубине около 20 м. Ширина пролива Лаперуза между о. Сахалин и о. Хоккайдо (рис. 1.2) около 40 км, а наибольшая глубина равна 53 м (Удинцев, 1957).

Сравнение суммарных площадей поперечных сечений проливов между Охотским и Японским морями и проливов между Охотским морем и Тихим океаном, равных 1,66 км2 и 193,53 км2 соответственно, указывает на существенно меньшую возможность водообмена между Охотским и Японским морями, чем между Охотским морем и Тихим океаном. Следует отметить, что разница между глубиной дна пролива Буссоль и дна Курильской котловины составляет около 1 000 м. Таким образом, Курильские о-ва являются порогом, отделяющим Охотское море от Тихого океана (Удинцев, 1957) и препятствующим водообмену между ними глубже 2 318 м.

Приливы в Охотском море по характеру и величине разнообразны и сложны (Добровольский, Залогин, 1965, 1982; Супранович, 1998). Т.И. Супранович (1998) указывает на присутствие в Охотском море следующих типов приливов и их разновидностей: суточные, неправильные суточные, полусуточные и неправильные полусуточные. Картосхема распределения характера приливов, приведённая Т.И. Супранович, свидетельствует о преобладании на акватории моря неправильных суточных и неправильных полусуточных типов приливов.

Приливная волна заходит в Охотское море на юге. В направлении на север величина приливов постепенно растёт. Доходя до линии, проходящей от 53° с.ш. у побережья п-ова Камчатка на востоке до п-ова Шмидта на западе, приливная волна разворачивается на северо-восток и северо-запад. Южнее этой границы на акватории моря нигде не отмечаются приливы высотой более 3 м, минимальные значения высоты приливов (<1 м) отмечаются у северо-западного побережья о. Хоккайдо, вдоль юго-восточного и восточного побережья о. Сахалина и к северу от него. Напротив, в северо-восточном и западном направлении от данной линии, происходит существенное, довольно быстрое па западе и постепенное на северо-востоке, увеличение высоты приливов. Соответственно отмечаются максимальные значения высоты приливов для акватории Охотского моря: на крайнем западе в районе Тугурского залива (10,1 м) и Удской губы (9,7 м), на крайнем северо-востоке в районе побережья п-ова Камчатка перед зауженной частью Пенжинской губы (13,9 м) (Супрапович, 1998). В Пенжинской губе наблюдаются наибольшие приливы для всего побережья бывшего СССР (Добровольский, Залогин, 1965, 1982) и самые высокие в мире неправильные суточные приливы (Супрапович, 1998).

Циркуляция вод. Общую схему движения водных масс Охотского моря можно представить как циклоническую систему течений, охватывающую почти всю его акваторию. На юго-западе Охотского моря берёт свое начало Западно-Камчатское течение, которое формирует поступающие через проливы между северными и, отчасти, центральными Курильскими островами тихоокеанские водные массы. Приблизительно на 54° с.ш. оно разветвляется, одна ветвь откланяется на северо-запад, образуя Срединное течение, другая следует в залив Шелихова. Здесь эта ветвь Западно-Камчатского течения участвует в формировании Пенжипского течения. Пенжинское течение входит в группу последовательно сменяющих друг друга течений, следующих вдоль северного побережья с востока на запад. В эту группу также входят Ямское и Северо-Охотское течения. У Шантарских

о-вов Севсро-Охотское течение поворачивает на восток, образуя СевероОхотское противотечение. Это противотечение севернее Сахалина сливается с Амурским течением, двигающимся из района Амурского лимана на север и северо-запад. При этом они формируют Восточно-Сахалинское течение, которое следует на юг вдоль вое I очного побережья о. Сахалин. Восточнее м. Терпения Восточно-Сахалинское течение раздваивается. Восточная его ветвь следует на восток, юго-восток и участвует в формировании СевероВосточного течения. Это течение движется вдоль Курильских о-вов на северо-восток до центральных проливов Курильской гряды. Здесь часть его вод сливается с водами, поступающими из Тихого океана, часть выходит из Охотского моря, а часть поворачивает на юго-запад. Воды другой ветви Восточно-Сахалинского течения следуют на юг, где сливаются с поступающими через пролив Лаперуза водами течения Соя, а затем через южные проливы Курильской гряды покидают Охотское море. Так же следует отметить Восточно-Сахалинское противотечение, следующее мористее Восточно-Сахалинского течения на северо-запад, и компенсационное Камчатское противотечение, идущее вдоль западного побережья п-ова Камчатки на юг. Эту схему циркуляции водных масс осложняет наличие устойчивых антицнклопическнх и циклонических круговоротов (Добровольский, Залогин, 1965, 1982; Морошкин, 1966; Чернявский, 1981; Чернявский и др., 1993; Лучин, 1998) (рис. 1.3).

Многие исследователи (Леонов, 1959, 1960; Добровольский, Залогин, 1965, 1982; Морошкин, 1966; Чернявский, 1981) полагали, что основной причиной циклонической циркуляции водных масс является характер атмосферной циркуляции, преобладающей над морем и северной частью Тихого океана. При этом К.В. Морошкин отмечает, что качественные характеристики, выделенных им замкнутых циркуляции «...несомненно, обусловлены рельефом дна ... и согласуются с теоретическими предпосылками о влиянии подводного рельефа на течения...» (Морошкин,

С.Ш.

60е

55е

50°

45е

145° 150° 155° В.Д.

Рисунок 1.3 - Схема течений Охотского моря (Чернявский, 1981).

1966, стр. 5-6). В свою очередь, В.Ф. Козлов (1972) и В.Н. Зырянов (1977), на численных прогностических моделях показали, что в формировании интегральной циркуляции вод главную роль играют рельеф дна и бароклинности, а ветровое поле - второстепенную.

Водные массы. При рассмотрении вертикальной структуры вод Охотского моря, К.В. Морошкиным (1966) было выделено пять типов водных масс: поверхностная водная масса, охотоморская водная масса, промежуточная водная масса, глубинная тихоокеанская водная масса и водная масса Южной котловины (согласно принятой в настоящее время топонимике рельефа дна Охотского моря, правильное название этой котловины - Курильская котловина)*. Как указывает К.В. Морошкин вторая и третья из них относятся к основным морским водным массам Охотского моря, последние две - к вторичным морским водным массам, точнее, являются характерными слоями в структуре его вод. К последней группе К.В. Морошкин также отнёс и поверхностную водную массу. В связи с существенным влиянием ледяного покрова на формирование трёх первых водных масс (Чернявский, 1984. 1992 а, 1992 б; Гладышев, 1998; Фигуркин, 2011; Kitani, 1973; Alfultis, Martin., 1987) рассмотрим их более подробно.

Согласно описанию К.В. Морошкина (1966), поверхностная водная масса имеет три сезонные модификации: весеннюю, летнюю и осеннюю. Её характеризует температура 2,5 °С и солёность 32,5%о. Нижняя граница этой водной массы располагается на глубине в среднем 15-30 м (до 40 м в Курильской котловине). Но существу, поверхностная водная масса представляет собой слой ветрового перемешивания, образующийся при весеннем прогреве и распеснении, обусловленном таянием льда. В зимний период, когда развита вертикальная циркуляция, она становиться однородной с нижележащим слоем охотоморской водного массы. Следовательно, поверхностная водная масса является сезонной модификацией

* Примечание автора

охотоморской водной массы.

Охотоморская водная масса имеет следующие термохалинные характеристики: температура ниже 0 °С и доходящая до -1,7 °С, солёность 32,9%о (Морошкии, 1966; Добровольский, Залогин, 1982). Температура этой водной массы понижается с продвижением на север. Глубина распространения Охотоморской водной массы находится между 40 м и 150 м (Морошкин, 1966). Эта водная масса «представляет собой холодный промежуточный слой Охотского моря с отрицательными температурами» (Морошкин, 1966, стр. 24). На северном и северо-восточном шельфе, где присутствует только она и поверхностная водная масса, охотоморская водная масса становиться холодным подстилающим слоем с очень низкой температурой (до -1,8 °С) и высокой солёностью (33,4%о). Наличие этого слоя и его широкое распространение по всей акватории моря - одна из главнейших особенностей гидрологии Охотского моря (Морошкин, 1966).

Промежуточная водная масса со средней температурой 1,5 °С и солёностью 33,7%о (Морошкин, 1966) расположена на глубинах от 100-150 м до 400-700 м (Добровольский, Залогин, 1982). Она формируется в основном при сползании по склону дна холодных солёных вод охотоморской водной массы из района северо-западного, северного и северо-восточного шельфа и перемешивании их с глубинной тихоокеанской водной массой. Эта водная масса выклинивается от юга к северу, что объясняется характером глубинной циркуляции водных масс. В целом, повторяя поверхностную циркуляцию, глубинная тихоокеанская водная масса начинает своё движение от центральных и северо-восточных курильских проливов и движется, поднимаясь вверх по материковому склону согласно рельефу, на север и северо-запад моря (Морошкин, 1966).

Глубинная тихоокеанская водная масса имеет температуру около 2,3 °С и солёность 34,3%о, глубина нахождения этой водной массы от 600 м до 1 325 м. Для неё характерен глубинный максимум температуры и глубинный минимум содержания кислорода (Морошкин, 1966).

Водная масса Южной котловины с температурой 1,85 °С и солёностью 34,7%о расположена от горизонта 1350 м и до дна (Морошкин, 1966).

1.1.3. Атмосферная циркуляция и метеорологические условия

Атмосферная циркуляция. Общин характер климатических условий, складывающийся над Охотским морем в различные сезоны, определяет взаимодействие региональных климатообразующих факторов, рассмотренных выше, с циркуляцией атмосферы над северотихоокеанским регионом и восточной Евразией.

Согласно описанию характера атмосферной циркуляции и годового хода смены центров действия атмосферы над северотихоокеанским регионом и восточной Евразией, приведённому H.A. Дашко (1998), в холодную часть года, с октября по апрель, погодные условия над Охотским морем формируются при взаимодействии алеутской депрессии и сибирского (азиатского) антициклона. Центр алеутской депрессии расположен у Алеутских островов, а центр азиатского антициклона - над Монголией. Сибирский максимум нередко соединяется с ленско-колымским антициклоном, формируя обширную и стабильную область высокого давления.

Весной (с апреля по май), вследствие прогрева континента, сибирский антициклон постепенно разрушается. В это время центр алеутской депрессии смещается на северо-восток Берингова моря, где она заполняется и летом практически исчезает.

Начавшаяся весной перестройка термобарического поля тропосферы к июню завершается. В итоге, в тёплый период года Охотское море оказывается иод влиянием распространяющегося на запад к восточному побережью Евразии гребня северотихоокеанского (гавайского) антициклона и дальневосточной депрессии, формирующейся над прогретым континентом. Над Охотским морем с апреля по сентябрь, под влиянием его холодной подстилающей поверхности, развивается сезонный центр действия атмосферы — охотский антициклон.

Начиная с сентября, происходит перестройка барического поля атмосферы с летнего на зимний режим. Происходит быстрое выхолаживание материка и относительно медленное снижение температур воздуха над Тихим океаном, как результат — заполнение и постепенное исчезновение азиатской депрессии, ослабление и отступление на юг северотихоокеанского антициклопа. Над континентом начинает формироваться сибирский антициклон.

Изменение барического поля над Охотским морем происходит согласно годовой смене влияния вышеописанных центров действия атмосферы на его акваторию. Зимой над северной частью моря отмечается высокое атмосферное давление, а летом - низкое. Противоположная картина наблюдается в юго-восточной части, где зимой атмосферное давление имеет низкие значения, а летом - высокие (Леонов, 1960; Дашко, 1998).

Такое изменение барического поля над Охотским морем в течение года приводит к установлению над акваторией моря муссонного характера ветров (Леонов, 1960; Дашко, 1998). При этом азиатский (зимний) муссон, когда со стороны континента дуют северо-западные ветра, значительно сильнее тихоокеанского (летнего) муссона, когда преобладают дующие со стороны Тихого океана юго-восточные ветра (Леонов, 1960; Добровольский, Залогин, 1982). Это связано с тем, что зимой барический градиент над морем имеет заметно большее значение, чем летом (Леонов, 1960; Дашко, 1998). В результате, зимой из-за резкого перепада атмосферного давления особенно часты ветра большой скорости (Климатические параметры ..., 1979), а летом, напротив, над акваторией моря преобладают слабые ветра и часты случаи со штилевой погодой (Леонов, 1960; Дашко, 1998).

Муссонный характер ветров весьма существенно нарушается выходами циклонов на акваторию Охотского моря (Дашко, 1998; Леонов, 1960). Так, с декабря по февраль выходы циклонов происходят наиболее часто, в среднем 20 раз, в тёплое полугодие циклопы наблюдаются значительно реже (Дашко, 1998). Таким образом, климат Охотского моря не является муссонным

(Шунтов, 2001). Муссон отчётливо выражен примерно до широт севера Сахалина, а над Охотским морем и над севером п-ова Камчатка обнаруживается лишь муссопная тенденция, а на юге п-ова Камчатка муссон пс наблюдается (Хромов, Петросянц, 2006).

В процессе крупномасштабной и региональной циркуляции на акваторию Охотского моря поступают различные воздушные массы. Главными воздушными массами для Охотского моря являются: континентальный умеренный воздух (кУВ), преобладание которого над акваторией моря характерно для холодного времени года; морской умеренный воздух (мУВ), преобладание которого характерно для лета (Леонов, 1960) и континентальный арктический воздух (аУВ) (Дашко, 1998). Второстепенное значение имеют морской тропический воздух (мТВ) и континентальный тропический воздух (кТВ) (Дашко, 1998).

Континентальный умеренный воздух зимой формируется над территорией, занимаемой в это время года сибирским антициклоном. Модификация кУВ холодного времени года отличается устойчивостью, малой влажностью и очень низкими техмпературами. Последнее является следствием образования этой модификации кУВ, в частности, в области полюса холода северного полушария, располагающегося в Якутии, где зимой отмечаются низкие среднемесячные температуры воздуха и длительные периоды очень низких минимальных их значений (Дашко, 1998). В следствии чего главный источник холода для Охотского моря расположен не на севере, а па западе (Добровольский, Залогин, 1982; Дашко, 1998). Вторжение зимнего кУВ на акваторию моря создаётся зимним муссоном с сильными западными и северо-западными ветрами и резким понижением температуры воздуха, при этом не происходит выпадения осадков, так как над покрытым льдом морем зимний кУВ сохраняет свою устойчивость (Дашко, 1998).

Морской умеренный воздух образуется над северной частью Тихого океана и над дальневосточными морями в области действия северотихоокеанского антициклона (Леонов, 1960; Дашко, 1998). Летом мУВ

поступает на Охотское морс с юго-восточными ветрами летнего муссона, воздухом которого он является (Леонов, 1960). Для Охотского моря это относительно тёплая и влажная воздушная масса. Как следствие, при его прохождении над холодной подстилающей поверхностью моря, особенно над местами выхода холодных вод промежуточного слоя, он сильно выхолаживается и приобретает устойчивую стратификацию с образованием слоистой облачности, мороси и чрезвычайно густых туманов. Зимой вторжение мУВ в тылу циклонов так же вызывает пасмурную погоду с осадками и резкое потепление (Леонов, 1960; Дашко, 1998).

Континентальный арктический воздух летом формируется над Северным Ледовитым океаном, зимой область формирования распространяется на п-ов Таймыр, Колыму и Чукотку. Эта воздушная масса имеет малую влажность, низкую температуру и большую прозрачность. Вторжения кАВ ни зимой, ни летом, когда они весьма часты, не ведут к похолоданию. Весной и осенью (переходные периоды) поступление кАВ на Охотское море, напротив, приводит к похолоданиям с заморозками и снегом (Дашко, 1998).

Метеорологические условия. В итоге взаимодействия описанной атмосферной циркуляции с региональными климатообразующими факторами складывается ансамбль абсолютных характеристик погодных условий Охотского моря.

Холодный период года, когда среднесуточные температуры ниже 0° С, длится на юге Охотского моря 123-136 суток, па севере - 214-221 сутки (Климатические параметры..., 1979). В северных районах моря уже в октябре отмечаются отрицательные среднемесячные температуры, в ноябре изотерма с нулевым значением смещается в центральную часть моря (Дашко, 1998). Средняя температура воздуха для декабря-февраля на юге и юго-востоке моря составляет приблизительно от -2 °С до -4 °С, на севере —18, -20 °С. Январь - самый холодный месяц, когда на всём северном побережье средние температуры воздуха опускаются ниже -20, -22 °С (Атлас океанов, 1974).

/

Наиболее низкие температуры до -43 °С в январе отмечены па северо-западе и западе Охотского моря, что объясняется распространением влияния на эту область холодного воздуха из района Оймякона. Но даже в январе почти над всей акваторией моря, за исключением крайнего северо-запада, возможны положительные температуры воздуха, вызываемые вторжением тёплых воздушных масс с Тихого океана. В марте температуры воздуха начинают расти, особенно это заметно на севере моря, а в апреле на юге моря отмечаются её положительные значения (Дашко, 1998). В июне среднемесячные температуры воздуха над акваторией моря составляют около 6 °С, но у юго-западного побережья они поднимаются выше 10 °С. В июле над открытой частью моря и у восточного побережья температура воздуха приблизительно равна 10 °С, у северного и западного побережья она поднимается выше 12 °С, а на юго-западе - 14 °С (Атлас океанов, 1974). По и в июле температура воздуха может опускаться практически до 0 °С, а в районах северо-западного, западного и юго-восточного побережий ниже 0 °С (Дашко, 1998). В августе над морем преобладает температура около 12 °С (Атлас океанов, 1974).

С ноября по март над большей частью акватории моря господствуют ветра северо-западных и северных румбов, а с мая по сентябрь - юго-восточных и южных румбов (Атлас океанов, 1974; Дашко, 1998). В ноябре-февраль преобладают ветра со скоростью 5-10 м/с, а в март — менее 5 м/с. На период с февраля по март приходиться самая высокая за год повторяемость сильных ветров (15 м/с и более) от 8% до 20 %, с максимумом в декабре. С мая по сентябрь господствуют ветра со скоростью менее 5 м/с, в июне-августе их повторяемость составляет 73-76%, а повторяемость сильных ветров в это время около 3% (Дашко, 1998).

H.A. Дашко (1998) указывает на то, что с ноября по март в северной и восточной частях моря выпадает около 30% годовой нормы осадков, в западной части - 11-18%, а в южной - 30-35%. Из приведённых ею среднегодовых значений количества осадков следует, что в холодный период

года на севере моря выпадает около 120-180 мм осадков (до 180-240 мм на северо-западе), на западе - 65-145 мм, на востоке - 150-180 мм и на юге -более 300-525 мм. В этот период года, в основном, преобладает твёрдый вид осадков (Климатические параметры..., 1979). В тёплый период года наблюдается наибольшая повторяемость пасмурных дней и дней с облачностью (Атлас океанов, 1974).

Таким образом, расположение Охотского моря, его протяжённость с северо-востока на юго-запад и характер атмосферной циркуляции над Дальневосточным регионом и северной частью Тихого океана создают ситуации, когда зимой акватория моря подвергается сильному выхолаживанию, а летом не успевает прогреваться. Радиационный баланс для Охотского моря хотя и положителен, но имеет низкие значения. А.К. Ленов (1960) указывает, что хотя Охотское море лежит в зоне муссонного климата умеренных широт, климат его мало отличается от климата полярных морей. Следует отметить, что значительный положительный вклад в тепловой баланс Охотского моря вносит поступление относительно тёплых вод Тихого океана и Японского моря (Якунин, 1986; Плотников, Лучин, 1987; и др.).

1.2. Особенности развития ледяного покрова Охотского моря

1.2.1. Ледовые условия

Как указывается рядом авторов (Петров и др., 1998; Плотников, 2002), средняя продолжительность существования льда в Охотском море составляет около 250 дней. При этом в районах северного побережья и у северного берега о. Сахалин она равна приблизительно 190-200 дней, на юге - 110-120 дне. Дольше всего лёд сохраняется па северо-западе в районе Шантарских о-вов, здесь можно встретить лёд с ноября по август (Якунин, 1995, 1997; Петров и др., 1998).

В конце октября - начале ноября в мелководных бухтах и заливах на участке северного побережья от п-ова Лпсянского до м. Толстого и в заливе

Шелихова формируется первый лёд (Арчиков и др., 1989). В ноябре при значительном влияние распресняющего стока р. Амур и других рек лёд образуется в Амурском лимане и заливах северо-западной части моря (Якунин, 1979, 1995; Петров и др., 1998; Плотников, 2002). Во второй декаде ноября лёд протягивается вдоль всего северного побережья, а во второй декаде декабря лёд можно встретить уже у западного побережья п-ова Камчатка и у восточного побережья о. Сахалин (Якунин, 1995; Петров и др., 1998).

Развитие ледяного покрова идёт в южном и юго-восточном направлении, чему способствуют преобладающий северо-западный перенос воздушных масс и поступление на юго-востоке относительно тёплых тихоокеанских вод (Плотников, Фирсов, 1981; Плотников, Лучин 1987; Арчиков и др., 1989; Плотников, 1990, 2002; Якунин, 1990, 1995; Петров и др., 1998). Максимума развитие ледовитости достигает в марте, когда льдом покрывается в среднем 76% (максимум до 97%) площади моря (Якунин, 1990, 1995; Петров и др., 1998). По данным Л.П. Якунина (1986) объем льда в Охотском морс в момент наибольшего развития ледяного покрова составляет в среднем 663 км3.

В марте начинается разрушение ледяного покрова. Оно идёт в северном и северо-западном направлении и продолжается до конца июля - второй декады августа. Таким образом, в отдельные годы лишь сентябрь является месяцем, когда Охотское море полностью свободно ото льда (Якунин, 1995).

Влияние атмосферной циркуляции холодного времени года приводит к тому, что над акваторией моря преобладают ветра северных румбов. Вдоль северного побережья эти ветра приобретают характер отжимных, что приводит к развитию здесь серии прибрежных полыней (Арчиков и др., 1989; Alfultis, Martin, 1987; Gladyshev et al., 2000). В прибрежных полыньях происходит активное формирование молодого льда (Alfultis, Martin, 1987; Martin et al., 2004). При этом процессе образуются плотные шельфовые воды (Гладышев, 1998: Kitani, 1973; Gladyshev et al., 2000). Эти воды имеют

высокое содержание кислорода. Спускаясь по склону, они перемешиваются с промежуточными водными массами Охотского моря и вентилируют их (Гладышев, 1998; ОЫуэИеу е1 а1., 2000). В свою очередь, промежуточные воды Охотского моря являются источником вентиляции промежуточных вод северо-западной части Тихого океана (Та11еу, 1991). Таким образом, образование льда в полыньях северного шельфа является ключевым звеном в вентиляции не только водных масс Охотского моря, но промежуточных водных масс северо-запада Тихого океана.

Господствующие северные ветра на ряду с непериодическими и приливными течениями определяют характер дрейфа льда. Приливные и непериодические течения имеют существенное значение для дрейфа льда в прибрежной зоне и в узостях. В открытом море приливные течения не играют сколько-нибудь заметной роли в общем направлении дрейфа льда, а на первое место выходит ветровая составляющая дрейфа (Петров и др., 1998). В результате, дрейф льда направлен с северо-востока и севера на запад и далее на юг, юго-восток и имеет вид циклонического круговорота (Петров и др., 1998; Якунин, 1990).

Следствием дрейфа является то, что на севере и западе моря скапливаются наиболее старые льды. Кроме того, по мере продвижения льда происходит наращивание его толщины. В итоге, когда лёд подходит к границе термического равновесия , он достигает максимальной толщины. Вследствие этого, лёд продолжает дрейфовать на юг и пересекает границу термического равновесия, не смотря на то, что при её пересечении начинается его активное разрушение. Окончательное таяние льда происходит значительно южнее этой границы. Тем не менее, пересекает границу термического равновесия не более половины от общего объёма образовавшегося льда, остальная часть разрушается в северной части моря (Якунин, 1990).

Граница термического равновесия - область, где потоки тепла из глубины моря к поверхности уравновешиваются потоками тепла в атмосферу (Якунин, 1990).

Нужно всё же отметить, что не смотря на инертность таяния льда при его дрейфе, граница термического равновесия в общих чертах должна определять положении кромки льда. Это положение подтверждает изучение связи температургл воды и расположения кромки льда (Плотников, Фирсов, 1981; Плотников, Лучин 1987; Петров и др., 1998). Рассматривая в общем плане контуры кромки льда можно выделить ряд её изгибов: перегиб в восточной части моря, обращенный к п-овам Кони и Пьягина; язык льда, направленный с севера, северо-запада в центральную область моря; перегиб, направленный со стороны юго-востока моря к северо-востоку о. Сахалин и западнее; и язык льда, протягивающийся вдоль восточного побережья о. Сахалин. Анализ связи температуры воды и положения кромки льда показывал, что положение первых трёх из перечисленных изгибов кромки льда определяется температурой вод, поступающих из Тихого океана в районе центральных и восточных курильских проливов (Плотников, Лучин 1987; Петров и др., 1998). Положение этих изгибов хорошо согласуется с общей схемой течений Охотского моря (рис. 1.3). Язык льда у восточного побережья о. Сахалин, наиболее вероятно, является следствием дрейфа льда.

1.2.2. Изменчивость ледовых условий Охотского моря

Рассмотренные в предыдущем разделе характеристики свойственны годам с умеренными ледовыми условиями, т.е. описывают осреднённую ситуацию. Но ледовые условия Охотского моря имеют значительную изменчивость, выделяются года с мягкими и суровыми ледовыми условиями. В годы с суровыми ледовыми условиями продолжительность ледового периода увеличивается почти на два месяца - до 290 дней (Петров и др., 1998; Плотников, 2002; Полякова A.M., 2007). Ледяной покров охватывает 97% от площади акватории моря (рис. 1.4), при этом объём льда во время наибольшего распространения ледяного покрова оценивается в 1028 км (Якунин, 1986, 1990). Тогда как в годы с умеренными и мягкими ледовыми условиями льдами покрывается 76% и 57%, объём льда, соответственно, составляет 663 км3 и 383 км3 (Якунин, 1986, 1990). В эти годы отличается и

140° 145° 150° 155° 160° 140° 145° 150° 155° 160° В.Д.

Рисунок 1.4 - Положение кромки льда для зим с мягкими (а), умеренными (б) и суровыми (в) ледовыми условиями и дрейф льда для зимы с мягкими (а, зима 1956-1957 г.), умеренными (б, зима 1957-1958 г.) и суровыми (в, зима

1958-1959 г.) (Петров и др., 1998).

характер дрейфа льда (рис. 1.4; Петров и др., 1998).

Рассмотрение вариант'! атмосферных процессов, происходящих над востоком Евразии и севером Тихого океана в холодное время года, даёт понимание причин изменений ледовых условий. В частности, в своих работах СЛО. Глсбова (2002, 2006) описывает ситуации, когда под действием атмосферных процессов формируются зимы с мягкими и суровыми ледовыми условиями. Автором отмечается, что ледовитость Охотского и Берингова морей зависит от положения алеутской депрессии. Так, зимы с мягкими ледовыми условиями наблюдаются, когда тыловая ложбина алеутского минимума располагается над Охотским морем. Сибирский максимум оттесняется на континент. На континент смещается и зона повышенных барических градиентов между этими двумя центрами действия атмосферы. Вследствие чего над югом Охотского моря активно развивается циклоническая деятельность.

В результате, над северной частью моря преобладают северо-восточные ветра, а над центральной его частью ветра меняют своё направление и становятся северными. Это приводит к характерному для таких зим типу дрейфа льда (рис. 1.4 а). Адвекция тепла, вызванная вторжением на юг моря циклонов и значительной интенсификации течений (которая происходит в холодный период года (Шевченко, Романов, 2006)), препятствует развитию ледяного покрова в восточной части моря, тем самым определяя положение кромки льда типичное для зим с мягкими ледовыми условиями (рис. 1.4 а). По-видимому, схожая ситуация отмечается и для зим с умеренными ледовыми условиями (рис. 1.4 б).

В зимы с суровыми ледовыми условиями происходило усиление алеутского минимума. Так же происходит усиление сибирского максимума и смещение его центра на северо-восток. Формируется ленско-колымский отрог, направленный в сторону Северного Ледовитого океана. Между ними над Охотским морем создаётся поле повышенных барических градиентов.

В результате, над акваторией моря господствуют сильные ветра

северных румбов. У северного и западного побережья эти ветра приобретают характер отжимных (Арчнков и др., 1989). Дрейф льда происходит почти прямолинейно в северном направлении. Морской лёд вноситься в Тихий океан через проливы между Курильскими о-вами, начиная от южных проливов до пролива Крузенштерна, включительно (Полякова, 2007). Поступление на акваторию моря арктических воздушных масс приводит к значительному выхолаживанию. Эти факторы ведут к развитию ледяного покрова практически па всей акватории моря (рис. 1.4 в).

В годы с разными ледовыми условиями имеет отличия и схема поверхностных течений. Корме общей зимней интенсификации течений (Шутова, 2002; Шевченко, Романов, 2006), можно отметить, что в годы с более тёплыми зимами заток вод из Тихого океана и основные течения в Охотском море менее интенсивны по сравнению с годами с суровыми ледовыми условиями (Хен, 1997). Тем не менее, М.М. Шутова (2002) указывает на то, что в зимы с суровыми ледовыми условиями Западно-Камчатское течение оттесняется на восток и движется более узким потоком на север, чем в годы с малой ледовитостыо. В зимы с умеренными и суровыми ледовыми условиями наблюдается ослабление до полного исчезновения Срединного течения. Так же автор отмечает, что в такие зимы усилен поток вод из района северного шельфа в центральную и западную часть моря. Приведённые М.М. Шутовой (2002) сведения об усилении потока вод из района северного шельфа в суровые по ледовым условиям зимы хорошо согласуются с данными C.B. Гладышева (1998) и A.JI. Фигуркина (2006). Они указывают на то, что в более суровые но ледовым условиям зимы сильные отжимные ветра и низкие температуры воздуха способствуют более активному образованию льда в полынях у северного побережья, и, следовательно, более интенсивному формированию плотных шельфовых вод, чем в зимы с мягкими ледовыми условиями.

Выводы. Расположение и форма бассейна, влияние атмосферных

процессов и гидрологического режима Охотского моря создают благоприятные условия для формирования больших объемов льда и значительной продолжительности существования ледяного покрова в течение года для моря, расположенного преимущественно в умеренных широтах.

Объёмы формирования льда и распространение его по акватории моря, направление дрейфа льда, очертание его кромки и т.п. определяются взаимодействием алеутского циклона с сибирским антициклоном и характером водообмена с Тихим океаном и Японским морем.

Следовательно, характеристики ледяного покрова Охотского моря являются отражением атмосферных и гидрологических процессов. Ледяной покров также сам оказывает существенное влияние на погодные условия (его существование определяет устойчивость над акваторией моря зимней модификации кВм) и гидрологию моря (формирование льда на северном шельфе является ключевым для вентиляции промежуточных водных масс Охотского моря и северо-западной части Тихого океана).

Глава 2. Современное осадкообразование и литостратиграфия позднсчетвертичных отложений Охотского моря

Анализ связи физико-географической среды Охотского моря и процесса седиментогенеза (мобилизации, транспорта и аккумуляции осадочного вещества), в нём происходящего, позволяет раскрыть роль отдельных компонентов среды (ледовых условий) на формирование донных осадков современного геологического этапа. В свою очередь, изучение разрезов донных отложений, имеющих надёжную хроиостратиграфию, даёт возможность проследить изменения этих компонентов во времени.

Настоящая глава посвящена рассмотрению процессов поступления, распределения и накопления осадочного вещества, а также литостратиграфии и хроностратиграфии поздиечетвертичных отложений Охотского моря.

2.1. Современное осадкообразование

2.1.1. Поступление осадочного материала

Осадочное вещество, поступающее и образующееся в море, можно разделить на терригенное, биогенное и хемогенное. Источниками поступления терригенного вещества на шельф являются: абразия активных клифов и размыв первично аккумулятивных форм рельефа, абразия подводного склона в зоне волнового воздействия, твёрдая фаза речного и ливневого стока, эоловый и ледовый переносы, продукты вулканической деятельности (Шуйский, 1977). При дальнейшем распределении осадочного материала, терригенное вещество выносится за пределы шельфа и поступает в глубоководные области моря. Здесь и на шельфе можно выделить ещё один источник поступления терригенного материала - эрозию дна (Современное осадкообразование..., 1997).

В Охотское море терригенное вещество поступает из всех перечисленных выше источников, по их роль неравнозначна. Наиболее значительный объём терригенного материала вносится в виде твёрдого стока реками и поступает при абразии побережья и подводных бенчей, количество

материала поставляемого эоловым сносом и при вулканической деятельности менее существенно (Арчиков и др., 1982; Астахов, 1986). Объём вещества, образующегося при различных видах эрозии дна, па данный момент не оценён. Полагается, что в современных условиях он значительно меньше, чем поступление за счёт аллювиальных и абразионных процессов (Современное осадкообразование..., 1997).

Поставка материала реками. Объём твёрдого стока рек контролируется скоростью выветривания горных пород, слагающих бассейн, и транспортной способностью реки, являющейся функцией величины уклона местности, густоты речной сети, объёма атмосферных осадков, питающих речной бассейн, и характера их поступления. Так, для Северного Приохотья, где линия водораздела проходит в 100-300 км от берега, а площадь бассейнов рек преимущественно составляют 500-2 000 км2(Астахов, 1986), гористый рельеф и большая густота речной сети обеспечивают высокую транспортную способность рек (Кулаков, 1980). Реки этого района поставляют до трети твёрдого стока (без учёта выноса р. Амур; таб. 2.1).

Рост годовой суммы осадков с северо-запада на юго-восток является причиной того, что для юга п-ова Камчатка, о. Сахалин и о. Хоккайдо отмечается относительно высокий объём поставки терригенного вещества реками (Современное осадкообразование..., 1997). Особенно это становится очевидным при сравнении общей площади бассейнов и величины твёрдого стока рек севера о. Хоккайдо и Северного Приохотья. Твёрдый сток рек севера о. Хоккайдо меньше всего в 2,2 раза при том, что площадь водосбора о. Хоккайдо меньше почти в 20 раз (таб. 2.1).

Общий терригенный вынос рек бассейна Охотского моря, если не принимать во внимание твёрдый сток р. Амур, составляет 15,15 млн. тонн в год (таб. 2.1). Основной объём вещества (около 5 млн. тонн в год) поставляется реками Северного Приохотья, второе место по объёму выноса занимает восточный Сахалин (приблизительно 3,5 млн. тони в год). При пересчёте на длину береговой линии на первое место по поставке

терригенпого материала выходят реки севера о. Хоккайдо, которыми выносится около 3,9 тыс. гони в год на километр береговой линии. Второе место так же принадлежит рекам восточного Сахалина (~2 тыс. тонн в год на километр береговой линии).

Таблица 2.1 - Общий твёрдый сток рек для районов Охотского моря (составлено по данным A.C. Астахова (Астахов, 1986; Современное

осадкообразование..., 1997)).

Районы Площадь водосборного бассейна \пшс. KW"] Твёрдый сток (сумма взвешенных и влекомых наносов) [м:ш. тонн/год] Отношение твёрдого стока рек к длине береговой линии [тыс. тонн/км в год]

Западная Камчатка 103,78 2,26 1,39

Северное Приохотье, включая бассейн р. ГТенжина 316 5,08 1,48

Северо-западное Приохотье (включая бассейн р. Амур) 123,83 (2 253,83) 1,97 (43,97) 0,88 (18,84)

Восточный Сахалин 47,03 3,54 2,05

Север о. Хоккайдо 15,98 2,3 3,87

Итого (включай бассейн р. Амур) 606,62 (2 736,62) 15,15 (57,15) 1,58 (5,74)

Особое место в поставке терригенпого вещества занимает р. Амур. Твёрдый сток этой реки с площадью бассейна около 2 130 км" по разным оценкам составляет 25-57,2 млн. тонн в год взвешенных и влекомых наносов (Арчиков и др., 1982; Современное осадкообразование..., 1997), т.е. в 1,7-3,8 раза превосходит вынос всех остальных вместе взятых рек охотоморского региона. В период паводков шлейф выноса р. Амур наблюдается на севере до района банки Кашеварова, на востоке над западной границей впадины Дерюгина, а в струе Восточно-Сахалинского течения он прослеживается до 300 км на юг от п-ова Шмидта (Дударсв и др., 2000).

Таким образом, твёрдый сток впадающих в Охотское морс рек оценивается приблизительно в 40-72 млн. тонн в год. Тем не менее, исследователи отмечают, что практически весь твёрдый снос рек, имеющих

приустьевые лагуны (т.е. большей части рек Камчатки, восточного Сахалина, значительной часги рек Северо-Западного Прнохотья) улавливается и в море не выноситься (Арчиков и др., 1982). Для р. Амур доля твёрдого стока, оседающего в пределах лимана, составляет около 40%, а за пределы эс туария поступает всего 5% от твёрдого стока реки (Дударсв и др., 2000).

Абразия побережья и шельфа. Оценки количества герригенного материала, поступающего при абразии берегов, сильно варьируют. Так, расчёты, выполненные по одной и той же методике E.H. Арчиковым (Арчиков и др., 1982) и A.C. Астаховым (1986), различаются более чем в 8 раз (табл. 2.2).

Таблица 2.2 - Абразионный снос по районам побережий Охотского моря.

Районы побережья Абразионный снос (Арчиков и др., 1982) [м:ш. тонн/год] Абразионный снос (Астахов, 1986) [млн. тонн/год]

Западная Камчатка до входа в зал. Шелихова 6,075 0,11

Зал. Шелихова 23,143 3,53

Участок от п-ова Пьягина до восточной оконечности хр. Прибрежный 7,672 1,84

Северо-западное Приохотье 21,809 1,75

Восточный Сахалин и север о. Хоккайдо 21,749 3,31

Курильские о-ва 6,237 -

Итого 86,684 10,54

Несмотря на эти отличия можно отметить (табл. 2.2), что наибольшее количество материала поступает при абразии берегов зал. Шелихова. Близкие значения поставки вещества так же имеет район побережья, объединяющий восточный Сахалин и север о. Хоккайдо. Минимальным является объём терригенного вещества, поступающего при абразии берегов Западной Камчатки.

Кроме абразии берегов терригепиый материал поступает и при абразии бенчей. Е.И. Арчиков с соавторами (Арчиков и др.. 1982) указывают, что бенчи имеют 56% берегов Охотского моря. Поставляемый бенчами материал

эти исследователи оценивают в 110,7 млн. тонн в год. Таким образом, суммарная абразия берегов и бепчей по Е.И. Арчикову составляет 197,4 млн. тонн в год, из которых 59,7 млн. тонн в год выносятся в глубоководную область моря.

Поставка вулканического материала. Основными источниками поступления вулканического вещества для Охотского моря являются вулканы Курило-Камчатского островодужного комплекса. На настоящий момент на Курильских о-вах насчитывается несколько десятков активных вулканов, поставляющих материал гравийной, песчаной и алевритовой размерности. Характерно преобладание грубого пирокластического материала, что препятствует переносу вулканического вещества более чем на несколько десятков километров (Современное осадкообразование..., 1997).

За период наблюдений наиболее крупным является извержение в 1933 году вулкана Севергина, расположенного на о. Харимкотан (Центральные

л

Курилы), когда было выброшено приблизительно 1,5 км пирокластики (что при плотности в 2,6 г/см"5 составляв! 3,9 млрд. т), существенная доля которой попала в Охотское море (Современное осадкообразование..., 1997). За последнее 350 тыс. лет на Курильских островах и п-ове Камчатка произошло не менее 9 катастрофических извержений вулканов, пирокластический материал которых прослеживается в дойных отложениях на значительных площадях Охотского моря. Самым значительным за последние 14 тыс. лет стало извержение вулкана на юге п-ова Камчатка, остатки которого представлены кальдерой Курильского озера. Объём пирокластического материала, образовавшегося при этом извержении, оценивается в 140-170

3

км , что при плотности в 2,6 г/см"5 составляет 364-442 млрд. тонн вещества. Менее значительным было извержение, произошедшее около 30,5 тыс. лет назад извержение вулкана па о. Онекатан. Объём материала, поступившего в Охотское море при этом извержении, оценивается в 23 млрд. тонн (ОегкасЬеу с1 а1., 2012).

В целом, поставка материала вследствие вулканической активности

имеет региональное значение и проявляется в большей степени в районе Курильских островов и ri-ова Камчатка. Тем пе менее, во время катастрофических извержений на значительную часть акватории моря могут поступать десятки миллиардов тонн пирокластического вещества.

Поступление биогенного материала. Осадкообразующая макрофауна развита в шельфовой зоне. Скопления ракуши распространены в виде небольших пятен на северном шельфе, у Западной Камчатки, о-ва Сахалин, на отмелях Курильских островов (Безруков, 1960). Па северо-востоке от Шантарских о-вов ракушечники выделяются даже как тип осадка (Астахов, 1986). У п-ова Пьягпна вносят свой вклад в формирование осадков мшанки (Безруков, 1960). На северном и северо-восточном мелководье распространены кремнистые губки (Астахов, 1982).

Существенную роль в поступлении биогенного вещества играет микропланктон. Большая часть продукции микропланктона приходиться на шельф моря и, соответственно, основная часть детрита поступает в эту область (Шунтов, 2001; Янчснко, 2012; Abelmann, Nimmergut, 2005). Но в шельфовой зоне вследствие значительного разбавления биогенной составляющей осадка терригенным веществом, а так же активного процесса растворения относительно тонких створок неритических диатомей, роль микропланктона в осадконакоплепип не существенна (Артёмова, 2009). В глубоководной области Охотского моря и на северном шельфе в районе халистазы, где пе происходит значительного разбавления терригенным материалом, останки микроорганизмов приобретают основное значение в осадкообразовании. Здесь накапливаются слабокремпистые и кремнистые диатомовые и радиоляриево-диатомовые илы (Безруков, 1960; Современное осадкообразование.... 1997).

2.1.2. Роль морского льда в осадкообразовании в Охотском море История изучения влияния морских льдов на осадкообразование Охотского моря. Первые исследования ледовой седиментации в дальневосточных морях России были начаты в середине 20 века. Эти работы

проводились под руководством и лично А.Г1. Лисицыным. При изучении грубообломочного материала в донных осадках им выявлена значительная роль морских льдов в процессе осадкообразования, определено, что перенос осадочного материала современными льдами не беспорядочен, как это считалось ранее, а подчиняется строгим закономерностям (Лисицын, 19516, 1955). Изучение грубообломочного материала так же позволило ему составить первую карту путей миграции каменного материала, отражающую основные пути дрейфа льдов от различных участков побережья Охотского моря на протяжении последних 1,5-3 тыс. лет (Лисицын, 1994). Изучение седиментации Берингова моря дало возможность произвести первый для дальневосточных морей расчёты загрузки осадочным материалом льда, объём которого оценивается приблизительно в 36 млн. тонн в год (Лисицын, 1966). При этом указывается, что в открытое море льдами выноситься около 1 /3 от этого количества.

Изучению современной рельефообразующей и осадкообразующей роли морских льдов Охотского моря посвящена серия работ Е.И. Арчикова с соавторами (Арчиков и др., 1986, 1989; Арчиков, Степанова, 1986; и др.). В этих работах детально рассмотрены процессы загрузки льдов Охотского моря осадочным материалом и даны её оценки, полученные в ходе натурных экспериментов.

За последние десятилетия появился ряд публикаций, посвященных или основанных па изучении ледовой седиментации в прошлом. В статьях В.Ю. Лескова и С.А. Горбаренко (Горбаренко и др.. 2003: Лесков, Горбаренко, 2003) представлены первые сведения о распределении потоков переносимого льдами материала но площади Охотского моря, полученные при изучении 13 колонок донных осадков, и прослежено изменение состояния ледяного покрова во время последнего оледенения и голоцена. В последующих работах Ю.В. Лескова, Ю.П. Василенко и С.А. Горбаренко (Василенко, Горбаренко, 2007; Горбаренко и др., 2007; ЬеБкоу е1 а1., 2005; УавПепко е1 а1., 2006) также, с привлечением большого фактического материала, показано

распределение потоков транспортируемого льдами осадочного материала уже для последних 190 тыс. лег. Позднее Ю.П. Василенко с соавторами (Василенко и др., 2011) уточнили представленные раннее сведения о характере поступления ледового разноса, с привлечением данных по 15 колонкам донных осадков, и детально описали изменения ледовых условий в «холодные» и «тёплые» изотопно-кислородные стадии последних 74 тыс. лет.

Т. Сакамото (Sakamoto et al., 2005), на основе изучения составляющей ледового разноса в 3 колонках донных осадков, представил модели поступления материала ледового разноса в донные осадки и характера распространения ледяного покрова в тёплые, промежуточные и холодные периоды цикла оледенения-межледниковья (последние 100 тыс. лет). Он первым указал на существование в восточной части Охотского моря резких кратковременных увеличений объёмов ледовой седиментации, не отмечаемых в донных осадках остальной части моря. В этой работе Т. Сакамото с соавторами также представили полученные при изучении проб седиментационных ловушек важные дачные о размерности и количестве частиц, поступающих в поверхностные осадки во время таяния льда в удалении от берега.

Д. Нюрнбергом и Р. Тидиманом (Nürnberg, Tiedemann, 2006) была изучена колонка глубоководных донных осадков, накапливавшихся за последние 1.1 млн. лет. В результате этого исследования получены данные о характере изменения ледовой седиментации для изотопно-кислородных стадий на протяжении этого периода.

Загрузка морских льдов обломочным материалом. Е.И. Арчиков и E.JT. Степанова (1986) выделяют для береговой зоны Охотского моря 8 механизмов загрузки морских льдов обломочным материалом: 1) снос с береговых уступов; 2) вынос временных и постоянных водотоков; 3) занос ветром; 4) послойное вмерзание донных осадков в нижнюю часть льдин в результате приливо-отливных и сгонно-нагонных явлений; 5) выдавливание

донных грунтов торосирующими льдами; 6) сгребание на мелководье донных осадков в валы; 7) захват материала донными льдами, с последующим их всплыванием; 8) забрасывание донного грунта на припай во время штормов. К перечисленным процессам можно добавить механизм захвата взвеси в ходе образования льда (Лисицын, 1994; Романепко и др., 2012).

Следует отметить, что эти механизмы загрузки льда на побережье Охотского моря практически не проявляются по отдельности (Арчиков, Степанова, 1986; Арчиков и др., 1989). Однако их влияние вдоль береговой линии и по мере удаления о г неё проявляется по-разному, какие-то из этих механизмов могут полностью отсутствовать. Например, на некоторых участках побережья не отмечается влияние временных и постоянных водотоков, также, по понятным причинам, отсутствует снос с уступов в районах развития аккумулятивных форм, а заброс штормами может осуществляться только при определённых погодных условиях и при относительно небольшой глубине у мористой границы припая и т.д.

Припай имеет определённую морфологию (рис. 2.1), его части обладают разной степенью подвижности. В.Г. Чувардинский (1985) указывает, что наиболее подвижной является мористая часть припая, практически вся она выносится в открытое море (рис. 2.1; зона III). Приподошвенпая часть (зона II на рис. 2.1 б, в; внешняя зона 112 на рис. 2.1 а) обладает меньшей мобильностью, её вынос обычно осуществляется отливными течениями. Внутренняя подзона приподошвенной части припая (рис. 2.1 а; внутренняя подзона III) выносится лишь частично при совпадении сизигийных приливов со сгонными ветрами. Подошва припая (рис. 2.1; зона I) практически никогда не выносится.

Морфологические зоны припая не только отличаются по степени динамической активности, так же они подвержены разным механизмам загрузки (Арчиков и др., 1989). Гак вынос с уступов поставляет материал в основном на подошвенную часть припая (рис. 2.1 а, в; зона I), а степень загрузки подошвы припая, сформировавшейся у сложенного рыхлыми

Рисунок 2.1 - Схема строения припайной зоны (Лрчиков и др., 1989): а -восточный Сахалин, б - болыиерецкий участок западной Камчатки, в - район бух. Нагаево. 1 - зона подошвы, II - принодошвенная зона: III - внутренняя подзона. 112 - внешняя подзона, III - мористая зона. 1 - лёд; 2 - галька, гравий и песок, 3 - скальная порода. Горизонтальный и вертикальный

масштаб указан в метрах.

породами уступа (рис. 2.1 в), будет, очевидно, выше. Размер материала сноса может колебаться в широком диапазоне о г валунов и даже глыб до песчинок. При падении этот материал способен перекатываться на значительное расстояние, к тому же более тонкий материал может ветром сноситься в мористую часть припая.

Занос материала талыми водами временных и постоянных водотоков может распространяться на все морфологические зоны припая. Материал, поставляемый водотоками преимущественно не крупнее песчаного. Наиболее крупные частицы будут отлагаться в подошвенной части.

Послойное вмерзание донных осадков в дно льдин и выдавливание донных грунтов торосирующими льдами характерно для приподошвенной зоны припая. Материал, который при этом поступает в лёд и на его поверхность, должен иметь размерность характерную для зоны осушки. В Охотском море эта область сложена каменным материалом, размер которого колеблется от глыб до мелких песков, а размерность 5-0,1 мм составляет почти половину от объёма этого материала. Захват материала при сгребании на мелководье донных осадков в валы в основном происходит во время продвижения мористой границы приподошвенной зоны, а также при заносе дрейфующих льдов на мелководье. Поступающий материал имеет такой же гранулометрический состав, что и донные осадки прибрежной зоны Охотского моря, т.е. приблизительно на 38% состоит из фракции 5-0,1 мм (Арчиков и др., 1982).

Как основные механизмы загрузки мористой части припая можно отметить захват взвеси в ходе образования льда, эоловый занос и, в начальные этапы формирования этой части припая, забрасывание донного грунта на припай во время штормов. Ощутимый захват взвеси в ходе образования льда проявляется на небольших глубинах, когда в ходе ветрового перемешивания воды он насыщаются взвесью. Особенно активно этот механизм работает, когда волнение действует на лёд, находящийся в стадии шуги и сала (Шуйский, Огородников, 1981). Очевидно, что при этом

механизме в лёд вмерзает преимущественно тонкий материал.

Воздействие штормов сказывается в торошении льда, заброске отдельных льдин па припай. При этом материал, поступающий на лёд, может иметь довольно крупный размер. Эоловый занос на лёд может прослеживаться па расстоянии нескольких сотен метров, а размерность частиц, переносимых этим способом, в целом не должна превышать песчанистую (Шуйский, Огородников. 1981). По мере удаления от побережья размерность и концентрация переносимого ветром вещества будут существенно снижаться. По данным изучения припая в Белом море на долю плавучего припая приходится до 85% площади и не более 1% содержания обломочного материала (Ромапенко и др., 2012)

Перенос осадочного вещества льдами. Подошва припая представляет собой скреплённой с берегом или дном вблизи берега неподвижный лёд (Арчиков и др., 1989). Следовательно, она практически не участвует в транспорте обломочного вещества, а поступивший материал после её таяния остаётся в пределах пляжа.

Приподошвенная часть припая, в силу действующих на неё механизмов загрузки, аккумулирует большую часть обломочного вещества, как было показано для Белого моря - до 96% (Ромапенко и др., 2012). К тому же обломочный материал, поступающий на приподошвенную часть, имеет более крупную разность. Перемещение скальных глыб весом до нескольких тонн, отмеченное в Лебяжьей губе о. Феклистова Шаптарского моря, осуществляется этой частью припая (Нечаев, 1961). Но, как отмечалось ранее, перемещение этой ириподошвенной части припая ограничено. Её выносу мешают, в частности, мористая часть припая и плавучие льды. Это характерно для вытянутых заливов и закрытых бухт. Так, из Ту1урского залива в открытое море выноситься около 1% от объёма материала, захваченного припаем (Астахов и др., 1990). Загрузка припая в Амурском лимане по оценкам О.В. Дударева с соавторами (Дударев и др., 2000) составляет около 29 млн. тонн, в морскую часть эстуария выноситься

приблизительно 6 млн. тонн. Этому выносу препятствует, в частности, поступления льда в район северного выхода из Амурского лимана и образование здесь ледовых заторов. Тем не менее, вынос осуществляется при взломе отливными течениями. Особенно в тех случаях, когда эти течения совпадают со сгоповыми ветрами. Па открытых прпглубых участках берегов с относительно узкой литоральной зоной припай может почти полностью уноситься в море (Чувардинский, 1985).

Таким образом, при широкой зоне осушки нриподошвенная часть припая концертирует в себе большую часть каменного материала, поступающего на припай. Размер этого материала на приподошвенной части припая должен быть приблизительно равен размеру осадков осушки Охотского моря, т.е. почти на половин}' состоять из частиц размерностью 50,1 мм (Арчиков и др., 1982). Но эта часть припая обладает ограниченной мобильностью. Следовательно, материал, захваченный этой частью припая, преимущественно разгружается невдалеке от берега. Исключение составляют открытые участки побережья, от которых при определённых условиях приподошвепная часть припая может выноситься в открытое море.

Мористая часть припая загружена относительно тонким, не превышающим песчано-гравийной размерности материалом, хотя может быть встречена и галька. По мере удаление от берега концентрация и размерность обломочного материала существенно снижается (Айбулатов, 1990). Тем не менее, эта часть припая обладает наибольшей мобильностью. За зимний период она может многократно взламываться, в частности штормами, и уноситься в открытое море на значительное расстояние. При этом перемещение формировавших её льдов должно подчиняться строгим закономерностям, и согласоваться с направлением преобладающего дрейфа (Лисицын, 1955, 1994). По-видимому, льды мористой части припая являются основными поставщиками разносимого льдами обломочного материала, поступающего в глубоководную область Охотского моря. Это предположение подтверждает данные ссдиментационных ловушек,

установленных на склоне о. Сахалин. Они указывают на то, что высвобождающийся при таянии льдов в этом районе моря материал имеет размерность преимущественно от мелкого алеврита до мелкого песка (Sakamoto et al.. 2005).

Рассчитать в первом приближении объём обломочного вещества, ежегодно выносимого льдами в Охотское море, можно используя данные по загрузке льда, представленные в работе Е.И. Арчикова и JT.E. Степановой (1986). Приведённую ими формулу для расчёта загрузки льда в общем виде можно представить, как:

I/ _ Лх(припаях(берегз v

К--100%-Х *%■

где V - объём обломочного материала, захваченного льдом, h - мощность припая, принимаемая равной 1 м. /,,р1шая - ширина припая, рассматривая только ширину приподошвенной части припая, принимаем её равной в среднем 30 (согласно рисунку 2.1), 1$срсга - длина береговой линии, для Охотского моря без учёта длины береговой линии Курильских о-вов, она равна 9 611 000 м (Астахов, 1986), х% - процент содержания обломочного материала в пробе льда, в среднем равный 13,07% (Арчиков, Степанова, 1986). В итоге получается объём захваченного льдом обломочного материала

Л

приблизительно равный 37,7 млн. м в год или. при плотности вещества равной в среднем 1,8 г/см' (Арчиков, 1982), 68 млн. тонн в год. Это значение почти в два раза выше, чем предложенное для Берингова моря А.П. Лисицыным (1966). Тем не менее, по ряду причин оно представляется нам заниженным. Во-первых, процент загрузки льда (величина х%) оценивался по результатам анализа поверхностных проб, глубина отбора которых составляла около 20 см и не превышала 30 см (Арчиков, Степанова, 1986; Арчиков и др., 1986). Наибольший захват обломочного материала производится донной частью припая, т.е. концентрация обломочного материала увеличивается в направлении днища припая. Во-вторых, при оценке не учитывается материал, захваченный мористой частью припая. Наконец, ширина приподошвенной части припая, безусловно, не всегда

составляет 30 м. Есть районы, где эта цифра меньше, но так же есть районы, где эта цифра должна быть существенно больше (северо-запад и северо-восток моря).

От трети (Лисицын, 1966) до половины (Арчиков, 1989) от этого количества вещества выносится в морс, т.е. поставка обломочного материала в море ежегодно составляет около 22,7-34 млн. тони. Согласно данным о переносе льдами каменного материала (Лисицын, 19516, 1955) и о потоках вещества, поставляемого льдами для последних 6 тыс. лет (Лесков, Горбаренко, 2003; Василенко, Горбаренко, 2007; Горбаренко и др., 2007; Leskov et al., 2005; Vasilenko et al., 2006), большая часть разгрузки льда происходит преимущественно не далеко от побережья, а в центральную часть моря поступает около одной десятой от общего количества. Следовательно, в центральную часть моря (па площадь приблизительно равную 600 тыс. км") поставляется 1,9 млн. м3 или 2,27-3,4 млн. тонн разносимого льдами обломочного материала. Значит, скорость накопления этого материала составляет около 0,0032 мм в год. Если учесть количество тонкого материала (около 60 млн. м3 (Арчиков, 1982)) и объём биогенного вещества, поступающего в центральную область Охотского моря, то, очевидно, что это значение хорошо согласуется со скоростями накопления донных осадков в данной части моря для голоцена (Астахов и др.. 1988). Так же хорошо согласуются рассчитанные данные потоков материала ледового разноса -0,38-0,57 г на м2 за год, со значениями потоков, полученных экспериментально, 0,38-0,59 г на м" за год (Sakamoto et al.. 2005).

2.1.3. Распространение осадочного материала

Расположение основных питающих областей, характер циркуляции вод, рельеф дна Охотского моря и геоморфологические очертания проливов, отделяющих его от Лионского моря и Тихого океана, являются причинами того, что почти весь поступающий обломочный материал осаждается и захоранивается в Охотском море. Небольшая часть твёрдого стока р. Амур проникает через пролив Невельского в Японское море, но эти потери

осадочного вещества, по сравнению с общим выносом р. Амур, не существенны (Дударев и др, 2000). Другие потери осадочного материала (за счёт расхода донных наносов, выноса вещества морскими льдами и т.п.) представляются ещё менее значительными. Следовательно, Охотское море -бассейн седиментации*, который является конечным водоёмом стока практически для всего поступающего в него осадочного материала. Результатом этого стало накопление значи тельных толщ донных отложений.

По характеру накопления осадочных толщ А.П. Лисицын относит Охотском море, в числе прочих окраинных морей Дальнего Востока, к районам с лавинной седиментацией второго уровня (Лисицын, 1988, 1991). Описывая седиментациоипый процесс, A.C. Астахов раскрывает это утверждение: «По особенностям гидродинамического режима и способа поставки осадочного вещества для седиментационпых бассейнов Охотского моря можно выделить два типа заполнения. На шельфе благодаря высокой подвижности придонных вод терригениый материал обычно осаждается не вблизи источника (устья рек, абразионные уступы), а перемещается, в конечном итоге, на участке с малой подвижностью вод: это материковый склон или другие морфологические ловушки на шельфе. В глубоководной части моря осадконакопление идет путём преимущественного облекания существующих форм рельефа. Скорость его почти не контролируется гидродинамическим режимом и морфоструктурпой принадлежностью участков, а определяется главным образом интенсивностью поступления биогенного и терригенного вещества» (Современное осадкообразование..., 1997; стр. 111).

Иллюстрацией этого процесса служит литодинамическая схема Охотского моря (рис. 2.2; Современное осадкообразование..., 1997). В глубоководную часть моря выносится практически весь топкий материал, образовавшийся при абразии, в береговой зоне остаётся основная часть

Здесь под бассейном седиментации понимается водоём, в котором происходит осадкообразование (Геологический словарь, 1973).

материала крупнее 0,1 мм (Арчиков н др., 1982). Он вовлекается в систему наносов и перемещается вдоль побережья. В ходе этого перемещения обломочный материал сносится в мористую область, где захватывается седиментациопными ловушками («седиментационными бассейнами»). При том, что относительно крупный обломочный материал либо захоранивается в «седиментационных бассейнах», расположенных непосредственно у побережья, либо их частью обращенной к побережью. В мористых частях и в удалённых от берега «седиментационных бассейнах» откладываются преимущественно топкие осадки (рис. 2.2).

Тем не менее, в осадках глубоководной части моря повсеместно присутствует обломочный материал песчанистой и более крупных разностей. Доля частиц этих размерностей в голоценовых осадках обычно составляет 0,5-2 % от веса осадка (Приложение). Поступление обломочного материала данной размерности является результатом ледового разноса (Арчиков и др., 1982, 1989; Современное осадкопакопление..., 1997). Это подтверждается также ростом значений концентрации к западу и к северу от центральной части моря (Приложение), т.е. к основным районам дрейфа льдов.

2.2. Литостратиграфия позднечетвертичного отложений

2.2.1. История изучения литологии и стратиграфии нозднечетвертичных отложений

Изучение колонок донпых осадков позволило провести первые работы по стратиграфическому расчленению верхнечетвертичных осадков. Такое деление на основании диатомовых и спорово-пыльцевых комплексов было проведено А.II. Жузе и Е.В. Кореневой (1959). Так, по характеру изменения соотношения видов в этих комплексах, для глубоководной части Охотского моря было выделено 5 горизонтов, соответствующих разным климатическим периодам: I горизонт отвечает последней межледниковой эпохе, II — эпохе последнего оледенения, III - межледниковой эпохе, IV - эпохе предпоследнего оледенения, V - межледниковой эпохе. Для этих горизонтов

Рисунок 2.2 - Литодинамическая схема Охотского моря по A.C. Астахову (Современное осадкообразование..., 1997) с упрощениями. 1,2 — седиментационные бассейны (I - Анива, II - Терпения. III - Восточно-Сахалинский, IV - Амурский, V - Северный, VI - Гижигинский, VII -Западно-Камчатский. VIII - Южно-Сахалинский, IX - Дерюгинский, X -ТИНРО) с преобладающим накоплением: 1 - глинистых осадков. 2 -обломочных осадков; 3 - центральная часть моря с замедленным, но устойчивым накоплением диатомовых крсмнисто-терригенных осадков; 4 -основные потоки разноса взвешенных наносов.

представлена не только характеристика диатомовых и спорово-пыльцевых комплексов, но и краткое литологическое описание.

На основе изучения колонок донных осадков Охотского моря, ПЛ. Безруков (1960) определил верхний горизонт донных осадков, представленный диатомовыми илами, как отложения послеледникового времени (голоцена), а нижележащий горизонт, как отложения плейстоцена. Граница между этими горизонтами им была проведена по резкому убыванию содержания аутигенного кремнезёма. Была построена карта мощности верхнего горизонта донных осадков, представленного диатомовыми илами, которая охватывает большую часть дна моря. Кроме того, была составлена карта распространения и мощности поверхностного окисленного слоя илистых осадков.

Х.М. Саидова (1960) по результатам изучения комплексов фораминифер в колонок донных осадков провела стратиграфическое расчленение верхней осадочной толщи. Было выделено четыре горизонта. Первый горизонт, также как А.П. Жузе и Е.В. Коренева (1959), она отнесла к голоцену (изотопно-кислородная стадия (ИКС) 1)*, второй - к вюрмскому, вископсинскому оледенению (ИКС 2 - ИКС 5.с1) , грегий - рисс-вюрмскому, сангамонскому межледниковыо (ИКС 5.е) , четвёртый - к рисскому, иллинойскому оледенению (ИКС 6 - ИКС 8) . Установлено, что границы горизонтов, выделенные па основании изучения сообществ фораминифер, не совпадают с границами горизонтов, определённых ранее по диатомовому и споро-пыльцевому методам (Жузе, Коренева, 1959), и проходят значительно ниже. Также были приведены краткие сведения по литологии верхнечетвертичной осадочной толщи.

Таким образом, к началу 60ыч гг. прошлого века была проведена огромная работа по изучению литологии, минералогии и геохимии

поверхностных осадков Охотского моря, также были получены сведения по

*

В скобках автором приведены соответствующие эпохам межледнпковий и оледенений изотопно-кислородные стадии.

литологии верхнечетвертичной осадочной толщи, выполнено её стратиграфическое расчленение. По нужно отметить, что, если исследования поверхностных осадков, в целом, представляли собой завершённую работу, то стратиграфическое расчленение верхнечетвертичной осадочной толщи являлись весьма спорными. Например, при изучении донных осадков колонки, полученной на станции 140, А.П. Жузе и Е.В. Кореневой (1959) было выделено пять полных горизонтов, соответствующих климатическим 3 периодам межледниковий и 2 периодам оледенений, а Х.М. Саидова (1960) выделила только четыре неполных, соответствующих 2 периодам межледниковий и 2 периодам оледенений. Неточность была допущена, как будет показано ниже, также при проведении П.Л. Безруковым (1960) границы между голоценовой и плейстоценовой осадочными толщами по резкому снижению содержания кремнезёма в донных осадках.

Следующий шаг в изучении литостратиграфии донных отложений связан с началом 70ых гг. прошлого века. В это время сотрудниками ТОЙ ДВО РАН и ИМГиГ ДВО РАН началось комплексное стратиграфическое исследование донных осадков Охотского моря с применением микропалеонтологического. радиоуглеродного, палеомагнитного и изотопного методов (Астахов и др., 1982, 1988). В работе A.C. Астахова с соавторами (Астахов и др., 1988) отмечается, что нижняя граница «кремнистого горизонта», выделяемого П.Л. Безруковым (1960) и связанного с обогащением донных осадков створками диатомей, не имеет для различных районов Охотского моря точной возрастной привязки. A.C. Астахов с соавторами (Астахов и др., 1988) описывают локальное увеличение содержания в донных осадках раковин форамипифер на границе поездного плейстоцена и голоцена как надёжный литостратиграфический уровень, также указывают на возможность определения этого литостратиграфического уровня по содержания карбоната кальция в осадках. I Ia основе этих данных была составлена карта скоростей накопления осадков в Охотском море в голоцене.

С конца 90ыч гг. прошлого века выходит серия статей А.С. Горбаренко

(Горбарепко и др., 1998, 2000, 2007, 2008; Горбаренко, Соутон, 2001;

Gorbarenko, 1996; Gorbarenko el al., 2002, 2004 a, b, 2007, 2010a, b, 2012),

посвященная палеосреде Охотского моря и, в частности, стратиграфии

позднечетвертичных осадков. В этих работах детализируется голоценовая

толща осадков. Так, литостратиграфический уровень с повышенным

содержанием раковин форамипифер, отмечающий переход от

плейстоценовых к голоцсновым осадкам (Астахов и др., 1988), разделён на

два события: Терминацию 1А северной Пацифики (Т1АСП) и Терминацию

1В севернотЧ Пацифики (T1BCII) (Горбаренко и др., 1998, Gorbarenko et al.,

2002). Их радиоуглеродный возраст определён как 12 тыс. лет назад (Т1АСП)

и 9,5 тыс. лет назад (Т1ВСП). Между этими двумя событиями выделен

горизонт с резким снижением содержания створок форамипифер и ростом 18

значения 5 О, что указывает на сильное похолодание во время формирования этого горизонта. Это и нахождение данного горизонта между 12 и 9,5 тыс. лет назад позволили определить этот горизонт как климатическое событие поздний Дриас (Younger Dryas). В более поздних работах (Gorbarenko et al.. 2004а и др.) Т1АСП соотнесена с климатическим событием Бёллинг-Аллерёда (14,7-12,7 календарных тыс. лет назад), а Т1ВСП - с началом голоцена (Пребореал, 11,4-10,4 календарных тыс. лет назад). Было показано, что резкое снижение содержания аутогенного кремнезёма, ранее определённое как нижняя граница голоценовых осадков (Безруков, 1960), имеет возраст около 6 календарных тыс. лет назад (Горбаренко и др., 1998, Gorbarenko et al., 2002, 2004а, b, 2007, 2010b). Так же довольно подробно, с применением палеомагнитного и изотопного методов, тефрохронологии, была рассмотрена осадочная толща позднего плейстоцена, определены границы изотопно-кислородных стадий и литологические параметры их характеризующие (Горбаренко и др., 2000, 2007, 2008; Горбаренко, Соутон, 2001; Gorbarenko, 1996; Gorbarenko et al., 2007, 2010a, 2012). Было установлено, что донные осадки, сформировавшиеся во время

последнего межледниковья (ИКС 5.е), от донных отложений предпоследнего оледенения (ИКС 6) (также как и голоцен от последнего оледенения (ИКС 5.d - ИКС 2)), отделяет горизонт обогащенный карбонатом кальция (Горбаренко, Соутон, 2001; Gorbarenko et al., 2012). В самой ИКС 5.е отмечается высокое содержание аморфного кремнезёма, представленного створками диатомовых водорослей.

Важным элементом литостратиграфии позднеплейстоценовых отложений является изучение тефрохронологии. А.Н. Деркачёвым (Горбаренко и др., 2000; Gorbarenko et al., 2002; Derkachev et al., 2012) в осадках Охотского моря были определены маркирующие прослои вулканического пепла. На период последних 190 тыс. лет приходятся три из них: КО, TR, К2 с возрастом 7,8 (8,46 календарных тыс. лет), 8,0 и 26 (30,230,6 календарных тыс. лет) радиоуглеродных тыс. лет соответс твенно.

М.И. Малаховым (Малахов и др., 2007, 2009) проведены исследования палеомагнитных и петромагнитных параметров донных осадков, которые показали взаимосвязь между изменениями этих параметров с изменениями условий в ИКС. Изучение палеомагнитных и петромагнитных параметров донных осадков предоставило надёжную хроностратиграфическую основу для изучения поздне- и среднеплейстоценовой осадочной толщи (Горбаренко и др., 2008; Gorbarenko et al., 2010а, 2012).

2.2.2. Современные представления о литостратиграфии позднечетвертичных отложений центральной области Охотского моря

Исходя из последних данных по литологии, тефрохронологии, био- и хроностратиграфии (Астахов и др., 1988; Горбаренко и др., 2000, 2007, 2008; Горбаренко, Соутон, 2001; Мату ль и др., 2003; Бараш и др., 2005; Мухина, Матуль, 2009; Бубенщикова и др., 2010; Gorbarenko, 1996; Cruise Report ..., 1997, 1999; 2000, 2006; Gorbarenko et al, 2002, 2004a, b, 2007, 2010a, b, 2012; Sakamoto et al, 2005, 2006; Nürnberg, Ticdemann, 2004; WEPAMA Cruise..., 2002; Derkachev et al, 2012) позд нечетвертичной толщи отложений

глубоководной части Охотского моря, накопившуюся за последние 190 тыс. лет (ИКС 6 - ИКС 1), можно разделить на 4 горизонта. Первый горизонт относится к голоценовой толще осадков и состоит из двух пачек. Верхняя пачка обычно представляет собой диатомовые глины насыщенного оливкового цвета и его оттенков, самый верх этой пачки представлен обводнённым окисленным слоем буро-коричневого цвета. Этот слой отчётливо выражен в центральной части моря. Границу между верхней и нижней голоценовой пачками с возрастом около 6 тыс. лет можно проводить по резкому снижению содержания аморфного кремнезёма от верхней к нижней голоценовой пачке. При первичном литологическом описании эта граница легко устанавливается по изменению цвета осадка. Нижняя пачка также представлена илами иногда с примесью мелкого алеврита, отличается от верхней пачки относительно низким содержанием аморфного кремнезёма и высоким содержанием карбоната кальция, имеет бледно-зелёный, бледно-оливковый цвет. В верхней части данной пачки отмечаются 2 пепловых прослоя: КО и ТЛ с возрастом около 8-8,5 тыс. лет* (СогЬатепко е1 а1., 2002; ЭегкасЬеу е1 а1., 2012). Низ её, как отмечалось выше, подстилает переходный слой, состоящий из трёх литоегратиграфнческих уровней. Эти уровни представляют собой отражение в донных отложениях климатических событий (снизу в верх) Бёллинг-Аллерёда, позднего Дриаса и Пребореала с возрастами 14,7-12,7, 12.7-11,4 и 11.4-10,4 тыс. лет назад, соответственно. Отложения Бёллинг-Аллерёда и Преборела отличатся от вмещающих их осадков высоким содержанием карбоната кальция и органического вещества, что нашло своё выражение в насыщенном оливковом цвете пачек, накопившихся в Бёллинг-Аллерёд и Преборсл. Отложения позднего Дриаса имеют мелкоалевритовую структуру и серый цвет. В этом горизонте отмечается низкие содержания карбоната кальция, аморфного кремнезёма, органического вещества и высокие значения магнитной восприимчивости.

* Здесь и далее значения возраста приведено в календарных (калиброванных) годах.

Второй горизонт отложился но время последнего оледенения (ИКС 5.с1 — ИКС 2 (Борисова, 2008), 117-14,7 тыс. лет назад), и относится к верхнеплейстоценовым отложениям. Этот горизонт представляет собой мелкоалевритовые плы серого цвета. Для пего характерно очень низкое содержание карбоната кальция и аморфного кремнезёма. По изменению изотопного состава кислорода и магнитной восприимчивости в этом горизонте можно выделить четыре пачки. Первая и третья сверху пачки (ИКС 2 и ИКС 4, 14,7-28 и 59-74 тел с. лет назад, соответственно) отличаются отеюсеетсльно высокими значениями магнитной восприимчивости и тяжёлым изотопным составом КЕЕСлорода. Зачастую в этих пачках отмечаются слои, обогащёнЕЕые обломочшлм материалом алеврЕЕТовой и даже песчаной размерности. Спорадически в данных пачках встречается обломочный материал более крупной размерности. Вторая ее четвёртая пачки (ИКС 3 и ИКС 5.а - ИКС 5.с1, 28-59 и 74-117 тыс. лет назад, соответствеЕшо) отличаются от первой ее третье!! пачек более низкими значениями магнитной восприимчивости и более лёгким изотопным составом кислорода. Это отличие наиболее характерно для четвёртой пачки. Вторая ее четвёртая пачки более гомогенны, чем первая и третья. Вверху второй пачки выделяется прослой вулканическоЕХ) пепла К2 (для центральной части моря он довольеео мощный) с возрастом около 30,5 тыс. лет назад (СогЬагепко е1 а1., 2002; ОегкасНеу (Я а1., 2012), служащий надёжным репером конца ИКС 3.

Третий гореезоеет накапливался во время последнеЕЮ межледниковья (ИКС 5.е 117-130 тыс. лет ЕЕазад) и представляет собой диатомовые илы, окрашенные в насыЕценнын олеевковьей цвет. Как говорилось выше, этот горЕЕзонт обогащен аморфным кремнезёмом, а в основании его наблюдается слой с повышеннЕлм содержанием карбоната кальция. Также для этого горизонта характерно высокое содержание оргапическо1Т) вещества, низкие значения магнитной восиринмчивостЕ! ее лёгкий изотопный состав КЕЕСлорода.

Четвёртый гореезоеет формировался в условиях предпоследнего оледенения (ИКС 6 - ИКС 8, 130-300 тыс. лет назад). Рассмотрим его

верхнюю часть, которую по литофизическим свойствам можно выделить в отдельную пачку (ИКС 6, 189-130 тыс. лет назад). Эта пачка, также как вторая и третья пачки второго горизонта, представлена мелкоалевритовыми илами серого цвета. В ней также могут встречаться слои, обогащенные обломочным материалом алевритовой и песчаной размерности. В этой пачке отмечаются высокие значения магнитной восприимчивости, очень низкое содержание аморфного кремнезёма и карбоната кальция.

Такая картина изменения литологии является общей для осадочной толщи глубоководной части Охотского моря. Исследования М.А. Левитана (Левитан и др. 2007) показывают, что описанный характер изменения литофизических параметров осадочной толщи, отлагающейся в разные климатические эпохи, типичен для последних 400 тыс. лет. Верхнечетвертичные осадки Охотского моря этого времени он объединил в охотоморскую толщу.

Выводы. Основными источниками поставки осадочного вещества в Охотское море являются абразионные процессы и твёрдый сток рек. Поставляемый при этом тонкий материал выносится в глубоководную область моря, где он вместе с кремнистыми микрофоссилиями становится осадкоформирующим элементом. Грубо- и крупнообломочный материал (в том числе практически весь материал песчаной размерности) либо остаётся в прибрежной области, либо под действием гидродинамических процессов перемещается на шельф и его периферию, где практически весь захватывается «седиментационными ловушками».

Терригенный обломочный материал размерностью от крупноалевролитовой. обнаруживаемый в глубоководных тонких осадках центральной части моря поставляется преимущественно льдами. Объём выноса вещества в центральную часть моря, происходящий при этом процессе, может быть оценён в 1,9 млн. м-5 или 2,27-3,4 млн. т в год.

Начиная с 60,1Х гг. прошлого века была проделана огромная работа по

изучению литологии и хроностратиграфии позднечетвертичной осадочной толщи. К настоящему моменту наши знания позволяют (после изучения ряда литофизических параметров) довольно уверенно расчленять донные осадки на горизонты, формирование которых происходило в определённые ИКС.

Заключение диссертации по теме «Океанология», Василенко, Юрий Павлович

Выводы. Реконструкция ледовых условий показывает, что интенсивность формирования и характер дрейфа льда Охотского моря существенно различались во время «холодных» ИКС 6, 2 и 4 и в «тёплых» ИКС 5.е и 1. Во время «холодных» ИКС происходила существенная интенсификация формирование льда, который распространялся практически на всю акваторию моря, увеличивалась продолжительность его существования в течение года. Эти ледовые характеристики, прежде всего, определялись типом атмосферных процессов преобладавших над акваторией моря во время конкретной ИКС.

Наиболее суровые ледовые условия отмечаются во время ИКС 2, но даже в это время на акватории моря не развивался круглогодичный ледяной покров. Наиболее мягкие ледовые условия отмечаются во время ИКС 5.е. По суровости ледовые условия Охотского моря во время ИКС 3 занимают промежуточное положение между «холодными» ИКС и «тёплыми» ИКС 5 и ИКС 1.

Из сопоставления изменений САМЛР во время перехода от максимума последнего оледенения к голоцену видно, что изменения ледовых условий Охотского моря происходили не постепенно, а сопровождались значительными колебаниями. С 9 тыс. лет назад изменения ледовых условий имеют плавный характер и достигают современного состояния около 5 тыс. лет назад в соответствии с изменениями климата региона в голоцене.

Реакция ледовых условий на кратковременные колебания климата, имеет довольно сложное проявление. Рассматривая связь ледовых условий и кратковременных колебаний климата на протяжении конкретной ИКС необходимо, прежде всего, учитывать общий характер распространения и дрейфа льда в эту ИКС. Тем не менее, прослеживается общая для Охотского моря тенденция: уменьшения ледовитости во время интерстадиалов и увеличения — во время стадиалов.

Изучение ледовой седиментации в Охотском море на разных временных масштабах в различных климатических ситуациях показало, что во время колебаний климата орбитального масштаба (во время ИКС) увеличение или уменьшение содержания МЛР и САМЛР, главным образом, связанно с изменением объёмов формирования льда и его распространением по акватории моря. Во время перехода между ИКС 2 и ИКС 1 (между плейстоценом и голоценом), когда на фоне общей тенденции изменения климата, происходят быстрые его вариации, сопровождаемые резкими сменами трансгрессивно-регрессивных фаз, на содержание МЛР и САМЛР существенное влияние оказывает уровень загрузки льда обломочным материалом. Во время кратковременных колебаний климата внутри ИКС характер ледовой седиментации в значительной степени зависит от преобладающих направлений дрейфа льда и положения его основной зоны разгрузки в конкретную ИКС.

Заключение

Охотское море - уникальный район для изучения региональных и глобальных климатических процессов. Над ним происходит взаимодействие азиатского максимума и алеутского минимума (двух крупнейших сезонных центров действия атмосферы северного полушария), а также между Охотским морем и Тихим океаном осуществляется активный водообмен. Эти процессы непосредственно влияют па среду Охотского моря, определяя, в частности, его ледовые условия (объёмы формирования льда, продолжительность его существования в течение года, направление дрейфа льда, положение его кромки). Следовательно, реконструкция ледовых условий даёт возможность получить важную информацию об изменениях взаимодействия алеутского циклона и азиатского антициклона, и характере водообмена между Тихим океаном и Охотским морем в прошлом.

Изучение ледовой седиментации Охотского моря показало исключительную роль морских льдов в переносе обломочного материала размерностью от мелкого песка и даже крупного алеврита. По нашим оценкам поставка такого материала в центральную часть моря составляет 1,9 млн. м" или 2,27-3,4 млн. тонн в год. К тому же, при изучении ледовой седиментации было установлено, что распределение переносимого льдами обломочного материала в донных осадках подчиняется строгим закономерностям, в частности, согласуется с основными путями дрейфа льда (Лисицын, 19516, 1955). Эти факты и развитие литостратиграфии позднечетвертичной осадочной толщи Охотского моря, позволяют реконструировать ледовые условия на основании изучения содержания материала ледового разноса (МЛР).

При этом важным моментом является, какую размерность обломочного материала следует принимать за МЛР. Рассматривая этот вопрос необходимо учитывать такой критерий как поведение терригенного зерна при осаждении, которое определяет выбор нижней границы фракции МЛР. Автор принял нижнюю границу МЛР равной 0,15 мм. Верхняя граница фракции, по мнению автора, при данном методе подсчёта МЛР должна составлять 2 мм, так как при учёте частиц большего размера при определении МЛР через его концентрацию в сухом осадке (когда используется его масса) вес фракции >2 мм может вносить большую погрешность.

Изучение содержания МЛР в 16 колонках донных осадков из различных частей глубоководной области Охотского моря, позволило рассчитать нам скорости аккумуляции МЛР (САМЛР), па основании которых, была выполнена реконструкция ледовых условий по акватории моря. Сопоставление полученной нами схемы распределения САМЛР для ИКС 1.1 со схемой путей миграции каменного материала для Охотского моря (Лисицын, 1994) подтвердило надёжность и достоверность выбранного нами метода реконструкций ледовых условий Охотского моря.

Для оценки изменений ледовых условий при колебаниях климата орбитального масштаба были рассчитаны САМЛР для 8 временных интервалов (включающих 6 изотопно-кислородных стадий (ИКС)). Для данных временных интервалов были построены картосхемы распределения САМЛР. Кроме того, чтобы охарактеризовать ледовые условия при переходе от максимума последнего оледенения к голоцену, были рассчитаны САМЛР для 9 периодов, продолжительностью 1-2 тыс. лет охватывающих время с конца ИКС 2 по ИКС 1 включительно. На основе изучения содержания МЛР, автором также были рассмотрены изменения ледовых условий во время тысячелетних колебаний климата.

Полученные результаты показывают, что во время «холодных» ИКС (ИКС 6, 2 и 4) по сравнению с «тёплыми» ИКС (ИКС 5, 3 и 1) происходило более интенсивное формирование льда, он распространялся практически на всю акваторию моря, увеличивалась продолжительность его существования в течение года. Эти ледовые характеристики, прежде всего, определялись типом атмосферных процессов, преобладавших над акваторией моря во время конкретной ИКС. Во время перехода от максимума последнего оледенения к голоцену (18-9 тыс. лег назад) изменения ледовых условий Охотского моря происходили неравномерно и сопровождались их значительными колебаниями; с 9 тыс. лет назад до конца голоцена изменения ледовых условий становятся более плавными. Реакция ледовых условий на тысячелетние колебания климата, имеет довольно сложное проявление. Тем не менее, прослеживается общая для Охотского моря тенденция: уменьшения лсдовитости во время интерстадиалов и усиления во время стадиалов.

Изучение ледовой седиментации в Охотском море на разных временных масштабах в различных климатических ситуациях показало, что во время колебаний климата орбитального масштаба (во время ИКС) увеличение или уменьшение содержания МЛР и САМЛР, главным образом, связанно с изменением объёмов формирования льда и его распространением. Во время перехода между ИКС 2 и ИКС 1 (между плейстоценом и голоценом), когда на фоне общей тенденции изменения климата, происходят быстрые его вариации, сопровождаемые резкими сменами трансгрессивно-регрессивных фаз, на содержание МЛР и САМЛР существенное влияние оказывает уровень загрузки льда обломочным материалом. Во время тысячелетних колебаний климата внутри ИКС характер ледовой седиментации в значительной степени зависит от преобладающих направлений дрейфа льда и положения его основной зоны разгрузки в конкретную ИКС.

Список литературы диссертационного исследования кандидат географических наук Василенко, Юрий Павлович, 2013 год

Литература

Айбулатов H.A. Динамика твёрдого вещества в шельфовой зоне. Л.: Гидрометеоиздат, 1990. 272 с.

Артёмова A.B. Изменение палеосреды Охотского моря в позднем плейстоцене-голоцене на основе диатомового анализа. Дис. ... канд. геол.-минерал. наук: 25.00.28. Владивосток, 2009.

Арчиков Б.И. Проблемы теоритической и прикладной геоморфологии берегов Дальневосточных морей. Владивосток: Изд-во Дальневосточного университета, 1986. 124 с.

Арчиков Ii.И., Бровка П.Ф., Рыбаков В.Ф., Шуйский Ю.Д. Абразионный фактор поступления осадочного материала в Охотское море // Современное осадконакопление и четвертичный морфолитогенез Дальнего Востока. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1982. С. 165-177.

Арчиков Б. И., Степанова Л.Б. Закономерности захвата и разноса обломочного материала льдом в Охотском море // Тихоокеанская геология. 1986. № 1.С. 27-31.

Арчиков Б.И. Степанова J I.E., Майоров И.С. Роль ледовых образований в развитии береговых геосистем Охотского моря. Владивосток: Изд-во Дальневосточного университета, 1989. 112 с.

Арчиков Б.И., Степанова Л.Б., Пономарчук Г.И. Изучение зимних береговых процессов Охотского моря в связи с проблемой рационального природопользования / Региональный мониторинг природопользования: Межвузовский сборник научных прудов. Саранск: Изд-во Мордовского университета, 1986. С 43-48.

Астахов A.C. Позднечетвертичное осадконакопление на шельфе Охотского моря. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1986. 140 с.

Астахов A.C., Бадюков}{.)[., Букин В.М., Вербицкий В.Л., Демиденко Б.Л. Новые данные о строении и вещественном составе верхней части осадочного чехла шельфа Охотского моря // Современное осадконакопление и

четвертичный морфолитогенез Дальнего Востока. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1982. С. 178-190.

Астахов A.C., Вагина Н.К., Горбаренко С.А., Демибенко К.Л., Шаповалов

B.В., Вирюлина М.Г. Скорости голоценового осадконакопления в Охотском море // Тихоокеанская геология. 1988. № 4. С. 3-14.

Астахов A.C., Иванов A.B., Лихт Ф.Р, Махинов А.Н. Поступление и перемещение терригенного материала в Тугурском заливе Охотского моря // Вторые чтения им. Г.П. Невельского. Вопросы экологии при энергообеспечении в Приамурье (тезисы докладов). Хабаровск: 1990. Сб. 3.

C. 25-28.

Атлас океанов. Тихий океан // отв. редактор С.Г. Горшков. М.: Изд-во Главного управления по навигации и океанографии Министерства обороны СССР, 1974. 342 с.

Вараш М.С., Вубеищикова Н.В., Казарина Г.Х., Хусид i.A. О палеоокеанологии центральной части Охотского моря в течение последних 200 тыс. лет (по микропалеонтологическим данным) // Океанология. 2001. Т. 41. № 5. С. 755-767.

Вараш М.С., Чеховская М.П., Вибо П., Нюрнберг В., Тидеман Р. О четвертичной палеоокеанологии юго-восточной части Охотского моря по литологии и планктонным фораминиферам // Океанология. 2005. Т. 45. № 2. С.273-285.

Васок H.A., Горбаренко С.А., Хусид Т.А. Гидрология Охотского моря в последнее ледниковье по данным фораминиферового анализа // Доклады РАН. 2000. Т. 375. № 5. С. 680-684.

Везруков ПЛ. Донные отложения Охотского моря // Труды института океанологии АН СССР. 1960. Т. 32. С. 15-95.

Везруков ПЛ., Лисицын А.П. Классификация осадков современных морских водоёмов // Труды института океанологии АН СССР. 1960. Т. 32. С. 3-14.

Ворисова O.K. Ландшафгно-климатические изменения в умеренных

широтах Северного и Южного полушарий за последние 130 000 лет. М: ГЕОС. 2008. 264 с.

Босии A.A. Реконструкция первичной продуктивности Охотского моря в позднем плейстоцене и голоцене по данным хлорииового анализа. Автореф. дис. ... канд. геогр. наук: 25.00.28. Владивосток. 2009. 24 с.

Василенко Ю.П., Горбарепко С.А. Изменения ледового разноса в Охотском море в позднем плейстоцене и голоцене / Геология морей и океанов // Материалы XVII Международной научной конференции (школы) по морской геологии. М.: ГЕОС, 2007. Т. 1. С. 179-181.

Василенко Ю.П., Горбарепко С.А., Цзоу Ц. Ледяной покров Охотского моря в позднеплейстоценовом оледенении и голоцене // Вестник ДВО РАН. 2011. №2. С. 70-77.

Власова Г.А., Васильев A.C., Шевченко Г.В. Пространственно-временная изменчивость структуры и динамики вод Охотского моря. М.: Наука, 2008. 359 с.

Геологический словарь / Ответственный редактор акад. К.Н. Паффенгольц. М.: Недра, 1973. Т. 1. 488 с.

Гладышев C.B. Термохалинная структура вод придонного слоя на северном шельфе Охотского моря // Метеорология и гидрология. 1998. № 3. С. 54-64.

Глебова С.Ю. Классификация атмосферных процессов над дальневосточными морями // Метеорология и гидрология. 2002. № 7. С. 5-15.

Глебова С.Ю. Влияние атмосферной циркуляции над дальневосточным регионом на характер изменения ледовитости в Охотском и Беринговом морях // Метеорология и гидрология. 2006. №12. С. 54-60.

Горбарепко С.А., Артемова A.B. Хроностратиграфия верхнечетвертичных осадков северо-западной Пацифики и Берингова моря, изменение среды и биопродуктивности // Тихоокеанская геология. 2003. Т. 22. № 5. С. 23-38.

Горбарепко С.А., Артемова A.B., Носин А. А., Захарков С.П.,

Штрайхерт Е. А., Пшенева O.IO., Василенко Ю.П., ГордеИчук Т.Н., Янченко Е.А., Иванова Е.Д., Гольдберг ЕЛ. Тысячелетние - столетние изменения климата, среды и седиментации дальневосточных морей и северо-западной части Тихого океана в позднем плейстоцене и голоцене / Дальневосточные моря России. Геологические и геофизические исследования. М.: Наука, Кн. 3. 2007. С. 430-448.

Горбаренко С.А., Дсркачёв А.И., Астахов A.C., Соутон Дж.Р., Шаповсаюв-11упрышш В.В., Нюрнберг Д. Литостратиграфия и тефрохронология верхнечетвертичпых осадков Охотского моря // Тихоокеанская геология. 2000. Т. 19. № 2. С. 58-72.

Горбаренко С.А., Лесков В.Ю., Артсмова A.B., Тидсман Р., Ьибоу II., Нюрнберг Д. Ледовый покров Охотского моря в последнем оледенении и голоцене // Доклады РАН. 2003. Т. 388. № 5. С. 678-682.

У орбаренко С.А., Соутон Д.ш . Р. К стратиграфии осадков возвышености Академии наук СССР и палеоокеанологии Охотского моря в позднем плейстоцене // Океанология. 1998. Т. 38. № 2. С. 305-308.

Горбаренко С.А., Xapaöa Н., Малахов М.И., Василенко Ю.П., Босин A.A., Гольдберг ЕЛ. Тысячелетние осцилляции климата и среды Охотского моря за последние 190 тысяч лет в связи с глобальными изменениями // Доклады Академии наук. 2008. Т. 423. № 3. С. 389-392.

Горбаренко С.А., Чеховская М.П., Соутон Дж.Р. О палеосреде центральной части Охотского моря во время последнего оледенения голоцена // Океанология. 1998. Т. 38. № 2. С. 305-308.

Дашко H.A. Метеорологический режим / Гидрометеорология и гидрохимия морей. Охотское море. С.-Пб.: Гидрометеоиздат, 1998. Т. IX. Выи. 1. С. 25-76.

Деркачёв А.Н., Николаева H.A., Горбаренко С.А. Особенности поставки и распределения кластогенного материала в Охотском море в позднечетвергичное время // Тихоокеанская геология. 2004. Т. 23. № 1. С. 3752.

Добровольский A.J/., Залоггш КС. Моря СССР. М.: Изд-во Московского университета, 1965.351 с.

Добровольский А .Д., Залогин КС. Моря СССР. М.: Изд-во Московского университета, 1982. 192 с.

Добровольский А.Д, Залогин КС. Региональная океанология. М.: Изд-во Московского университета, 1992. 224 с.

Дударев О.В., Боцул А.И., Аникиев В.В., Якунин Л.П., Колесов V.M. Современное осадконакопление в эстуарии р. Амур // Тихоокеанская геология. 2000. Т. 19. № 3. С. 30-43.

Жузе А.П., Коренева К.В. К палеогеографии Охотского моря // Известия АН СССР, серия географическая. 1959. № 2. С. 12-24.

Зырянов В.Н. Численный расчет установившихся течений Охотского моря (прогностическая модель) // Труды ВНИРО. 1977. Т. 119. С. 24-30.

Климатические параметры Восточно-Сибирского и Дальневосточного экономических районов / Под редакцией Л.Е. Анапольской, И.Д. Копанева. Л.: Гидрометеоиздат. 1979. 390 с.

Козлов В.Ф. Расчёт уровневой поверхности в Охотском море // Труды ДВНИГМИ. 1972. Вып. 37. № 2. С. 37-43.

Кошкин Н.И., Шщжевич М.Г. Справочник по элементарной физике. М.: Наука. 1972. 256 с.

Кулаков А.П. Морфотектоника и палеогеография материкового побережья Охотского и Японского морей в антропогене. М.: Наука, 1980. 176 с.

Левитан М.А., Лукша В.Л., Толмачёва A.B. История седиментации в северной части Охотского моря в течение последних 1,1 млн. лет // Литология и полезные ископаемые. 2007. № 3. С. 227-246.

Леонов А.К. Водные массы Охотского моря // Вестник ЛГУ, серия геологическая и геофафическая. 1959. № 24. С. 111-119.

Леонов А.К. Региональная океанография. Л.: Гидрометеоиздат, 1960. Ч. 1. 766 с.

Лесков В.Ю., Горбарспко С. А. Реконструкция ледовых условий в Охотском море за последние 24000 лет на основании распределения материала ледового разноса // Тихоокеанская геология. 2003. Т. 22. № 4. С. 41-47.

Лисицын А.П. К методике изучения галечных отложений открытого моря // Труды Института океанологии АН СССР. 1951а. Т. 5 С. 65-72.

Лисицын А.П. Некоторые данные о распределении грубообломочного материала в современных морских отложениях // Доклады АН СССР. 19516. Т. 80. №6. С. 941-943.

Лисицын А.Г1. О транспортирующей роли морских льдов // Бюллетень Московского общества испытателей природы, отделение Геологическое. 1955. №4. С. 111-114.

Лисицын А.П. Процессы современного осадкообразования в Беринговом море. М.: Наука, 1966. 576 с.

Лисицын А.П. Лавинная седиментация и перерывы в осадконакогшении в морях и океанах. М.: Наука, 1988. 309 с.

Лисицын А.П. Процессы терригенной седиментации в морях и океанах. М.: Наука. 1991. 271 с.

Лисицын А.П. Ледовая седиментация в Мировом океане. М.: Наука, 1994.448 с.

Лучин В.А. Непериодические течения / Гидрометеорология и гидрохимия морей. Охотское море. С.-ГШ.: Гидрометеоиздат, 1998. Т. IX. Вып. 1.С. 233-256.

Малахов М.И., Горбаренко С.А., Малахова Г.Ю., Соляников Я.Л., Василенко Ю.П., Носин A.A. Влияние климатических факторов и напряжённости геомагнитного ноля на остаточную намагниченность морских донных отложений // Вестник СВИНЦ ДВО РАН. 2007. № 4. С. 14-30.

Малахов М.И., Горбаренко С.А., Малахова Г.Ю., Харада Н., Василенко ЮЛ., Носиu A.A., Гольдбер? Е.Л, Деркачев А.Н. Петромагнитные параметры донных осадков как индикаторы изменения климата и среды центральной

части Охотского моря за последние 350 тыс. лет // Геология и геофизика. 2009. Т. 50. № 11. С. 1 254-1 265.

Матуль А.Г., Горбаренко С.А., Мухина В.В., Лесков В.Ю. Четвертичные микропалеонтологические и литофизические записи осадков из северной части Охотского моря // Океанология. 2003. Т. 43. № 4. С. 583-592.

Mcviaxoe М.И., Горбаренко С.А., Малахова Г.Ю., Харада Н., Василенко Ю.П., Босин A.A., Гольдбер? Б.Л., Деркачёв АЛ. Петромагнитные параметры донных осадков как индикаторы изменения климата и среды центральной части Охотского моря за последние 350 тыс. лет // Геология и геофизика. 2009. Т. 50. № 11. С. 1 254-1 265.

Морошкии К.В. Водные массы Охотского моря. М.: Наука, 1966. 68 с.

Мухина В.В., Матуль А.Г. 11озднечетвертичная диатомовая стратиграфия и палеоокеанология Охотского моря (впадина Дерюгина) во время последнего ледникового максимума // Океанология. 2009. Т. 49. № 4. С. 604612.

Нечаев А.Г1. Льдинная аккумуляция на Дальнем Востоке // Известия всесоюзного географического общества. 1961. Т. 93. Вып. 1. С. 76-78.

Палеоклиматы и палеоландшафты внетропического пространства северного полушария. Поздний плейстоцен-голоцен. Атлас-монография. М.: ГЕОС, 2009. 120 с.

Петелин В.П. Минералогия песчапо-алевритовых фракций осадков Охотского моря // Труды института океанологии. 1957. Т. XXII. С. 77-138.

Петров А.Г., Плотников В.В., Якунин Л.П. Ледовые условия и методы их прогнозирования / Гидрометеорология и гидрохимия морей. Охотское море. С.-Пб.: Гидрометеоиздат, 1998. Т. IX. Вып. 1. С. 291-340.

Плотников В.В. Вероятностное моделирование эволюции ледовитости Охотского и Берингова морей // Труды ДВНИГМИ. Вып. 40. 1990. С. 46-61.

Плотников В.В. Изменчивость ледовых условий дальневосточных морей России и их прогноз. Владивосток: Дальнаука. 2002. 172 с.

Плотников В.В., Лучин В.А. Некоторые особенности влияния

температуры воды на ледовые условия Охотского моря // Труды ДВНИГМИ. Вып. 36. 1987. С. 41-48.

Плотников В.В., Фирсов П.Б. Прогноз смещения кромки льда в северной части Охо тскою моря физико-статистическим методом // Труды ДВНИГМИ. Вып. 83. 1981. С. 10-14.

Полякова A.M. Экстремальный выход плавучих льдов в северо-западную часть Тихого океана// Океанология. 2007. Т. 47. №1. С. 5-8.

Романенко Ф.А., Репкгша Т.Ю., Нфимова J I.E., Булочникова A.C. Динамика ледового покрова и особенности ледового переноса осадочного материала на приливных осушках Кандалакшского залива Белого моря // Океанология. 2012. Т. 52. № 5. С. 768-779.

Развитие ландшафтов и климата северной Евразии: Поздний плейстоцен-голоцен; элементы прогноза. М.: Наука, 1993. Вып. 1. 102 С.

Саидова Х.М. Закономерности распределения фораминифер в донных отложениях Охотского моря // Труды института океанологии АН СССР. 1960. Т. 32. С. 96-157.

Сваричсвский A.C., Сибекииа Н.М., Леонова !'./(., Астахов A.C. Физико-географический очерк // Гидрометеорология и гидрохимия морей. Охотское море. С.-ГГб.: Гидрометеоиздат, 1998. Т. IX. Вып. 1. С. 6-24.

Свиточ A.A. Морской плейстоцен побережий России. М.: ГЕОС, 2003. 362 с.

Современное осадкообразование в окраинных морях Восточной Азии / Под редакцией Ф.Р. Лихта. Владивосток: Дальнаука, 1997. 302 с.

Страхов U.M. Избранные труды. Осадкообразование в современных водоёмах. М.: Наука, 1993. 396 с.

Супранович Т.Н. Приливные явления // Гидрометеорология и гидрохимия морей. Охотское море. С.-Пб.: Гидрометеоиздат, 1998. Т. IX. Вып. 1.С. 176-187.

Сысоев H.H. Вопросы применения и конструкции грунтовых трубок // Труды Института Океанологии АН СССР. 1951. Т. V. С. 3-10.

Удинцев 1\В. Рельеф дна Охотского моря // Труды Института Океанологии ЛИ СССР. 1957. Т. XXII. С. 3-76.

Удинцев Г.В. Геоморфология и динамика развития впадины Охотского моря // Строение дна Охотского моря. М.: Наука. 1981. С. 145-167.

Фигур кии АЛ. Ледовитость как индикатор термического состояния придонных вод северной части Охотского моря // Известия ТИНРО. 2006. Т. 145. С. 259-270.

Фигуркии АЛ. Изменчивость гермохалинного состояния придонных вод северной части Охотского моря // Известия ТИНРО. 2011. Т. 166. С. 255-274.

Фролов Ю.С. Новые фундаментальные данные по морфометрии мирового океана // Вестник ЛГУ, серия геологическая и географическая. 1971. №6. С. 85-90.

Хеп Г.В. Основные закономерности многолетних измерений ледового покрова Охотского и Берингова морей // Комплексные исследования экосистем Охотского моря. М.: Из-во ВИНРО, 1997. С. 64-67.

Хромов С.П., Петросяпц М.А. Метеорология и климатология. М.: Изд-во МГУ. Паука, 2006. 582 с.

Хусид Т.А., Вараш М.С., Вибо Н., Нюрнберг В., Тидеманн Р. О позднечетвертичных изменениях придонной среды юго-восточного склона Охотского моря по бентосным фораминиферам // Океанология. 2005. Т. 45. № 3. С 440-446.

11ернявский В.И. Циркуляционные системы Охотского моря // Известия ТИНРО. 1981. Т. 105. С. 13-19.

Чернявский В.И. Термические характеристики северо-восточной части Охотского моря как основа для определения типа теплового состояния атмосферы // Известия ТИНРО. 1984. Т. 109. С. 94-103.

Чернявский В.И. Изменение ядра и прогноз типа термического режима на севере Охотского моря // Океанологические основы биологической продуктивности северо-западной части Тихого океана. Владивосток: Изд-во Тихоокеанского научно-исследовательского института рыбного хозяйства и

океанографии (ТИНРО), 1992а. С. 104-115.

Чернявский В.И. Особенности формирования термики деятельного слоя Охотского моря // Океанологические основы биологической продуктивности северо-западной части Тихого океана. Владивосток: Изд-во Тихоокеанского научно-исследовательского институт рыбного хозяйства и океанографии (ТИНРО), 19926. С. 90-104.

Чернявский В.И., Жигалов И.А., Матвеев В.14. Океанологические основы формирования зон высокой биологической продуктивности // Гидрометеорология и гидрохимия морей. Охотское море. С.-Пб.: Гидрометеоиздат, 1993. Т. IX. Вып. 2. С. 157-160.

Чувардииский В.Г. Геолого-геоморфологическая деятельность припайных льдов (по исследованиям в Белом море) // Геоморфология. 1985. № 3. С. 70-77.

Шевченко Г.В., Романов A.A. Сезонная изменчивость циркуляции в верхнем слое Охотского моря по данным спутниковой альтиметрии // Метеорология и гидрология. 2006. № 8. С. 59-71.

Шепард Ф.П. Морская геология. Л.: Недра, 1969. 464 с.

Шуйский Ю.Д. Уравнение баланса твёрдого вещества в береговой зоне моря // Българска Академия на науките, 1977. № 2. С. 51-56.

Шуйский 10. Д., Огородников В.И. Условия осадкоиакопления и основные закономерности формирования гранулометрического состава терригенных осадков Чукотского моря // Литология и полезные ископаемые. 1981. №2. С. 11-25.

Шунтов В.П. Биология дальневосточных морей России. Владивосток: Изд-во Тихоокеанского научно-исследовательского рыбохозяйственного центра (ТИНРО-центр), 2001. 580 с.

Шутова ММ. Воздействие льда на поверхностные течения Охотского моря // Вестник ДВО РАН. 2007. № 2. С. 133-139.

Якунин Л.П. Ледовые исследования на дальневосточных морях // Труды ДВНИГМИ. Вып. 77. 1979. С. 102-107.

Якутии Л.П. Количество льда и затраты тепла на его таяние в дальневосточных морях СССР // Проблемы Арктики и Антарктики. 1986. Вып. 62. С. 93-96.

Якунин JUL Ледо гермика прикромочной зоны дальневосточных морей // Труды ДВНИГМИ. 1990. Вып. 40. С. 61-64.

Якунин Jl.ll. Атлас границ распространения и крупных форм льда дальневосточных морей России. Препринт. Владивосток: ТОЙ ДВО РАН, 1995. 57 с.

Якунин Л.П. Атлас границ преобладающего однолетнего льда дальневосточных морей России. Препринт. Владивосток: ТОЙ ДВО РАН, 1997. 32 с.

Янченко Е.А. Особенности распределения ассоциаций радиолярий в поверхностных осадках Охотского моря // Вестник ДВО РАН. 2012. № 3. С. 90-97.

Abelmann A., Nimmergut A. Radiolarians in the Sea of Okhotsk and their ecological implication for paleoenvironmental reconstructions // Deep-Sea Research II. 2005. Vol. 52. P. 2 302-2 331.

Alfullis M.A., Martin S. Satellite passive microwave studies of the Sea of Okhotsk ice cover and its relation to oceanic processes, 1978-1982 // Journal of Geophysical Research. 1987. Vol. 92. No. С12. P. 13 013-13 028.

Arz HAV., Lamya F., Ganopolski A., Nowaczyk N., Patzold J. Dominant Northern Hemisphere climate control over millennial-scale glacial sea-level variability// Quaternary Science Reviews. 2007. Vol. 27. P. 312-321.

Bard E., Hamelin В., Arnold M., Montaggioni A., Cabioch, G., Faure, G., Rougerie, F. Deglacial sea-level record from Tahiti corals and the timing of global meltwater discharge // Nature. 1996. V. 382. P. 241-244.

Bond G., Broecker W., Johnsen S., McManus J., Labeyrie L., Jouzel J., Bonani G. Correlation between climate records from North Atlantic sediments and Greenland ice//Nature. 1993. Vol. 365. P. 143-147.

Bond Cr.C., Showers W., Cheseby M., Lolli R., Almasi P., deMenocal P.,

Priore P., Cullen //., Hajdas I., Batumi G. A pervasive millennial-scale cycle in North Atlantic Holocene and Glacial Climates // Science. 1997. Vol. 278. P. 1 2571 266.

Cruise Report: GREGORY. R/V Akademik M.A. Lavrentyev 27. German Russian expedition for geological/geophysical Okhotsk Sea research // GEOMAR Report. 1997. Vol. 60. 150 p.

Cruise Report: KOMEX I and II. R/V Professor Gagarinsky 22 and R/V Akademik M.A. Lavrentyev 28 // GEOMAR Report. 1999. Vol. 82. 188 p.

Cruise Report: KOMEX V and VI. R/V Professor Gagarinsky 26 and M/V Marshal Geiovany 1 // GEOMAR Report. 2000. Vol. 88. 296 p.

Cruise Report: MR06-04. Leg 1 and 2. Aug. 1- Sep. 29, 2006. Leg 1: Sekinehama - Kushiro. Leg 2: Kushiro - (Dutch Harbor, USA) - Sekinehama // JAMSTEC Report. 2006 250 p.

Dansgaard W. Johnsen S.J., Clausen H.B., Dahl-Jensen D., Gundeslnip N.S., Hammer C.U, Hvidberg C.S., Sleffensen J.P., Sveinbjörnsdoltir A.Ii., J ouzel J., Bond G. Evidence of general instability of past climate from a 250-kyr ice-core record // Nature. 1993. Vol. 364. P. 218-220.

Derkachev A.N., Nikolaeva N.A., Gorbarenko S.A., Harada N~., Sakamoto T., Iijima K., Sakhno V.G., Hit a Hua Lv., Wang K. Characteristics and ages of tephra layers in the central Okhotsk Sea over the last 350 kyr // Deep-Sea Research I. 2012. Vol. 61-64. P. 179-192.

Gebhardt H., Sarnthein M., Grootes P.M., Kiefer T., Kuehn //., Schmieder F., Röhl U. Paleonutrient and productivity records from the subarctic North Pacific for Pleistocene glacial terminations I to V // Paleoceanography. 2008. Vol. 23. PA4212. doi: 10.1029/2007PA001513.

Gladyshev S., Martin S., Riser S., Figurkin A. Dense water production on the northern Okhotsk shelves: Comparison of ship-based spring-summer observations for 1996 and 1997 with satellite observations // Journal of Geophysical Research. 2000. Vol. 105. No. Cll. P. 26 281-26 299.

Goldberg ILL, Gorbarenko S.A., Shaporenko A.D., Bosin A.A., Leskov V.Yh.,

Chebykin E.P. Instability of last glacial climate from SRXFA data for bottom sediments in the Okhotsk Sea // Nuclear Instruments and Methods in Physics Research A. 2005b. Vol. 543. P. 284-287.

Goldberg E.I,., Gorbarenko S.A., Shaporenko A.D., Phedorin M.A., Artemova A. V., Basin A.A., Zololarev K.V. SRXFA for element compositions of bottom sediments from the Okhotsk Sea // Nuclear Instruments and Methods in Physics Research A. 2005a. Vol. 543. P. 280-283.

Gorbarenko S.A. Stable isotope and lithologic evidence of Late-Glacial and Holocene oceanography of the northwestern Pacific and its marginal seas // Quaternary Research. 1996. Vol. 46. No. 3. P. 230-250.

Gorbarenko S.A., Goldberg B.I,., Kashgarian M., Velivelskaya T.A., Zakharkov S.P., Pechnikov V.S., Bosin A.A., Psheneva O.Yu., Ivanovo E.D. Millennium scale environment changes of the Okhotsk Sea during last 80 kyr and their phase relationship with global climate changes // Journal of Oceanography. 2007. V. 63. P. 609-623.

Gorbarenko S.A., Harada N., Malakhov M.I., Vasilenko Yu.P., Bosin A.A., Goldberg E.L. Orbital and millennium-scale environmental and sedimentological changes in the Okhotsk Sea during the last 350 // Global and Planetary Change. 2010a. V. 72. P. 79-85.

Gorbarenko S.A., Harada N., Malakhov M.I., Velivelskaya T.A., Vasilenko Yu.P., Bosin A.A., Derkachev A.N., Goldberg E.L., Ignaiiev A.V. Responses of the Okhotsk Sea environment and sedimentology to global climate changes at the orbital and millennial scale during the last 350 kyr // Deep-Sea Research II. 2012. Vol. 61-64. P. 73-84.

Gorbarenko S.A., Khusid T.A., Basov I.A., Oba '/'., Soulhon J.R., Koizumi I. Glacial Holocene environment of the southeastern Okhotsk Sea: evidence from geochemical and palaeontologicai data // Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology. 2004a. V. 177. P. 237-263.

Gorbarenko S.A., Niirnberg 11, Derkachev A.N., Aslakhov A.S., Soulhon J.R., Kaiser A. Magnetostratigraphy and tephrochronology of the upper Quaternary

sediments in the Okhotsk Sea: implication of terrigenous, volcanogenic and biogenic matter supply // Marine Geology. 2002. Vol. 183. P. 107-129.

Gorbarenko S.A., Psheneva O.Yit., Arlemova A. V., Matal' A.G., Tiedemann R., Nürnberg D. Paleoenvironment changes in the NW Okhotsk Sea for the last 18 kyr determined with micropaleontological, geochemical, and lithological data // Deep-Sea Research 1. 2010b. Vol. 57. P. 797-811.

Gorbarenko S.A., Soulhon J.R., Keigwin L.D., C.herepanova M. V., Gvozdeva I.G. Late Pleistocene — Holocene oceanographic variability in the Okhotsk Sea: geochemical, lithological and paleontological evidence // Palaeogeography Palaeoclimatology Palaeoecology. 2004b. Vol. 204. P. 281-301.

Grousset F.E., Pujol C., Labeyne /,., Aujfret G., Boelaerl A. Were the North Atlantic Heinrich events triggered by the behavior of the European ice sheets? // Geology. 2000. Vol. 28. No. 2. P. 123-126.

Heinrich //. Origin and consequences of cyclic ice rafting in the Northeast Atlantic Ocean during the past 130,000 years // Quaternary Research. 1988. Vol. 29. P. 142-152.

Keigwin L.l). Glacial-age hydrography of the far northwest Pacific Ocean // Paleoceanography. 1998. Vol. 13. No. 4. P. 323-339.

Kent D., Opdyke N.D., Ewing M. Climate change in the North Pacific using ice-rafted detritus as a climatic Indicator // Geological Society of America Bulletin. 1971. Vol. 82. P. 2 741-2 754.

Kimura N.. Wakalsuchi M. Processes controlling the advance and retreat of sea ice in the Sea of Okhotsk // Journal of Geophysical Research. 1999. Vol. 104. No. C5. P. 11 137-1 1 150.

Kitani K. An oceanographic study of the Okhotsk Sea. Particularly in regard to cold waters // Bulletin of the Far Seas Fisheries Research Laboratory. 1973. № 9. P. 45-77.

Krissek i.A., Morley J.J., Lofland O.K. The occurrence, abundance, and composition of ice-rafted detritus in sediments from Deep Sea Drilling Project Sites 579 and 580, northwest Pacific / Initial Reports of the Deep Sea Drilling

Project. Washington: U.S. Government Printing Office. 1985. Vol. LXXXVI. P. 647-655.

Kutzbach .I.E., Gueller P.J., Behling P.J., Selin R. Simulated climatic changes: results of the COHMAP climate-model experiments // Global Climates since the Last Glacial Maximum. Minneapolis: University of Minnesota Press, 1993. P. 24-93.

Leskov V.Yu., Gorbarenko S.A., Arlemova A.V., Vasilenko Yu.P. Orbital and Millennium Scale Sea Ice Covering Changes in the Okhotsk Sea during last 200 thousand yeas // Regularities of the structure and evolution of geospheres. Proceedings of VII International Interdisciplinary Scientific Symposium and International Geoscience Programme (IGCP-476). Vladivostok: Dalnauka. 2005. P. 414-415.

Martin S., Polyakov L, Markus Ph., Drucker R. Okhotsk Sea Kashevarov Bank polynyas: Its dependence on diurnal and fortnightly tides and its initial formation // Journal of Geophysical Research. 2004. Vol. 109. No. C9. P. C09S04. doi: 10.1029/2003JC002215.

Martinson D.G., Pisias N.G., Hays.I.D., ImbrieJ., Moore T.C. Jr., Shackleion N.J. Age dating and the orbital theory of the ice age: Development of a highresolution 0 to 300,000-year chronostratigraphy // Quaternary Research. 1987. Vol. 27. P. 1-29.

Mayewski P.A., Meeker L.D., Twickler M.S., Whifiow S., Yang O., Lyons W.B., Prentice M. Major features and forcing of high-latitude northern hemisphere atmospheric circulation using a 110,000-year-long glaciochemical series I I Journal of Geophysical Research. 1997. Vol. 102. No. CI 2. P. 26 345-26 366.

Nürnberg D., Wiedemann R. Environmental change in the Sea of Okhotsk during the last 1.1 million years // Paleoceanography. 2004. V. 19. PA4011. doi: 10.1029/2004PA001023.

Nürnberg D., Delhieft D., 1'iedemann R., Kaiser A., Gorbarenko S.A. Okhotsk Sea ice coverage and Kamchatka glaciation over the last 350 ka - Evidence from ice-rafted debris and planktonic Si80 // Paleogeography, Paleoclimatology,

Paleoecology. 2011. V. 310. P 191-205.

Peck V.L., Hall I II, Zahn R., Grousse! K, Hemming S.R., Scourse J.D. The relationship oflleinrich events and their European precursors over the past 60 ka BP: a multi-proxy ice-rafted debris provenance study in the North East Atlantic // Quaternary Science Reviews. 2007. Vol. 26. P. 862-875.

Ruddiman W.F. Late Quaternary deposition of ice-rafted sand in the subpolar North Atlantic (lat 40° to 65°N) // Geological Society of America Bulletin, 1977. Vol. 88. P. 1 813-1 827.

Sakamoto P., Ikehara M., Aoki K., lijima K., Kimura N., Nakatsuka P., Wakatsuchi M. Ice-rafted debris (IRD)-based sea-ice expansion events during the past 100 kyrs in the Okhotsk Sea // Deep Sea Research II. 2005. Vol. 52, P. 2 2752 301.

Sakamoto P., Ikehara M, Aoki K., Kimura N, lijima K., Nakatsuka T., Wakatsuchi M. Millennium scale sudden and abrupt sea-ice expansion events in the Sea of Okhotsk based on analysis of ice-rafted debris (IRD) in marine sediment cores // Global and Planetary Change. 2006. Vol. 53. P. 58-77.

Sasaki Y.N., KatagiriY., Minobe S., Rigor l.G. Autumn atmospheric preconditioning for interannual variability of wintertime sea-ice in the Okhotsk Sea //Journal of Oceanography. 2007. Vol. 63. P. 255-265.

Seki ()., Ikehara M., Kawamura K., Nakatsuka 'P., Ohnishi K., Wakatsuchi M, Narita II., Sakamoto P. Reconstruction of paleoproductivity in the Sea of Okhotsk over the last 30 kyr // Paleoceanography. 2004. Vol. 19. PA1016. doi: 10.1029/2002 PA000808.

Shiga K., Koizumi I. Latest Quaternary oceanographic changes in the Okhotsk Sea based on diatom records // Mar. Micropaleontol, 2000. No. 38. P. 91-117.

Siddall M., llohling E.J., Almogi-Labin A., Hemleben Ch., Meischner D., Schmelzer I., Smeed D.A. Sea-level fluctuations during the last glacial cycle // Nature. 2003. Vol. 423. P. 853-858.

Svensson A., Andersen K.K., Bigler M., Clausen I LB., Dahl-Jensen D., Davies S.M., Johnsen S.J., Muscheler R., Rasmussen S.O., Rothlisberger R., Sleffensen

J.P., Vinlher B.M. The Greenland Ice Core Chronology 2005, 15-42 ka. Part 2: Comparison to other records // Quaternary Science Reviews. 2006. Vol. 25. P. 3 258-3 267.

Talley L.D. An Okhotsk sea water anomaly: implications for ventilation in the North Pacific // Deep Sea Research Part A. 1991. Vol. 38. P. 171-190.

Vasilenko Yu.P., Gorbarenko S.A., Leskov V.Yu. The sea ice spatial changes in the Okhotsk Sea during Late Pleistocene and llolocene (MIS 6-1) based on the IRD records // Proceeding of the 21-th international symposium on the Okhotsk Sea and sea ice. Mombetsu. 2006. P. 216-219.

Vasilenko Y.P., Gorbarenko S.A., Bosin A.A., Shi X., Zou J., Lu Y. Last glacial sea ice variability in the eastern Okhotsk Sea and connection with global orbital and millennial scale climate changes // Marine environmental and resources in XXI century. Abstracts of the 2nd Russian-China Symposium on Marine Science. Vladivostok: POI FEB RAS, 2012. P. 188-189.

Wolff E. W., Chappellaz J., Blunier 7'., Rasmussen S.O., Svensson A. Millennial-scale variability during the last glacial: The ice core record // Quaternary Science Reviews. 2010. Vol. 29. P. 2 828-2 838.

WEPAMA Cruise MD 122 - IMAGES VII: Leg 1, Port Hedland (Australia), 01-05-2001 to Keelung (Taiwan), 26-05-2001; Leg 2, Keelung (Taiwan), 27-052001 to Kochi (Japan), 18-06-2001: on board RV «Marion Dufresne» from 30/04/2001 to 18/06/2001 // Publications de l'lnstitut franfais pour la recherche et la technologie polaires. Les Rapports des catnpagnes a la mer. 2002. 453 p.