Lithological and biogeochemical investigations of the North Atlantic sediment system (data from the 49th cruise of the R/V Akademik Ioffe)

Full Text

ВВЕДЕНИЕ

Северная Атлантика является одним из ключевых районов Мирового океана, ответственных за формирование единой замкнутой системы циркуляции течений, осуществляющих глобальный перенос тепла, соли, растворенных элементов и газов в толще океанских вод [21, 30, 59]. Изменчивость данной системы влияет на состояние и изменения климата не только Европы, но и глобального климата в целом [12, 15, 16, 21, 32, 33, 40 и др.].

В данном регионе происходит активное перемещение и перемешивание холодных глубинных арктических и теплых поверхностных атлантических вод. В водную толщу поступает значительное количество аллохтонного вещества как терригенного, так и эолового генезиса. Частицы аллохтонного вещества вместе с клетками и агрегатами автохтонного планктона образуют взвесь, которая подвергается микробной трансформации в процессе седиментации [35, 39, 41], осаждается и превращается в наилок — пограничный слой на разделе фаз: рассеянной водной и осадочной концентрированной [17, 21]. В дальнейшем наилок уплотняется и преобразуется в донный осадок. Исходя из задачи реконструкции климата, принципиально важно, что состав донных отложений определяется как конкретным географическим положением этих отложений, так и климатическим периодом, в котором формировалась водная взвесь. В связи с этим, послойный вертикальный разрез донных осадков является естественной летописью климатических изменений [21].

Многочисленные публикации по результатам изучения колонок донных осадков, отобранных в Северной Атлантике, сделали данный район одним из наиболее изученных в плане палеореконструкций [2–5, 8, 19, 22–24, 34, 37, 38, 42, 45, 50, 51, 54, 60 и др.]. Тем не менее, он по-прежнему интересен с точки зрения высокоразрешающей палеоокеанологии и уточнения пространственных изменений поверхностной палеоциркуляции в данном регионе.

При проведении комплексных исследований классические хронологические маркеры могут быть дополнены биогеохимическими показателями активности микробных процессов в толще осадков. Особое значение имеют процессы, осуществляемые сообществом гетеротрофных и хемолитотрофных микроорганизмов в пограничном слое наилка [11, 36]. Как правило, результатом таких процессов является изменение изотопного состава углерода в органическом веществе (ОВ) наилка [11]. В подповерхностных слоях осадка микробная деятельность приводит к исчерпанию кислорода и активизации анаэробных микробных процессов, в первую очередь сульфатредукции и метаногенеза [44, 48, 56]. Направленность, интенсивность этих процессов, а также состав продуктов микробной деятельности определяются качеством и количеством как органического, так и минерального вещества взвеси.

Цель данной работы — дать первичную характеристику водной взвеси и осадков, отобранных в ключевых районах Северной Атлантики, с точки зрения современных процессов осадконакопления и перспективности полученных разрезов для палеоокеанологических реконструкций, а также привести количественную оценку интенсивности анаэробных микробных процессов, протекающих в приповерхностном слое и толще донных осадков.

МАТЕРИАЛ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Местоположение станций пробоотбора и общая характеристика района исследования. Материалом для исследования послужили донные осадки и пробы взвеси, отобранные в Северной Атлантике в 49-м рейсе НИС “Академик Иоффе” в 2015 г. в рамках проекта РНФ «Мировой океан в XXI веке: климат, экосистемы, ресурсы, катастрофы» (рис. 1, 2): три колонки донных осадков АИ-3359 (59°29.965 с.ш.; 24°40.841 з. д.), АИ-3378 (59°29.977 с. ш.; 32°50.533 з. д.) и АИ-3415 (55°34.313 с. ш.; 46°12.559 з. д.), отобранные с помощью ударной грунтовой трубки большого диаметра, а также 6 проб поверхностных осадков из дночерпателя и 13 проб водной взвеси из поверхностного и придонного горизонтов [26] для определения количественного и качественного состава взвеси на границе вода–осадок. Подробную методику отбора и обработки проб взвеси см. [26].

 

Рис. 1. Местоположение станций отбора проб взвеси и осадков и основные поверхностные и глубинные течения, обуславливающие водообмен между Атлантическим океаном и Арктическим бассейном [59]. САТ — Северо-Атлантическое течение; ТИ — течение Ирмингера; ВГТ — Восточно-Гренландское течение; ЗГПТ — Западное глубинное пограничное течение; СЗГВ — Северо-западные глубинные воды; СВГВ — Северо-восточные глубинные воды. Цифрами обозначено местоположение дрифтов: 1 — дрифт Гардар, 2 — дрифт Бьерн, 3 — дрифт Снорри, 4 — дрифт Глория. Буквами А–Б–В обозначен профиль дна, см. рис. 2.

 

Рис. 2. Местоположение колонок АИ-3359, АИ-3378, АИ-3415 на профиле дна А–Б–В (см. рис. 1) и их литологическая характеристика: 1 — пелитовый ил, 2 — песок, 3 — алеврито-пелитовый ил, 4 — гидротроилит, 5 — известковый детрит, 6 — дресва, 7 — галька, гравий, 8 — контакт четкий, 9 — AMS ¹⁴C, 10 — ²³⁰Th.

 

Районы отбора колонок расположены на наиболее интересных с точки зрения осадконакопления участках Северной Атлантики. Колонка АИ-3359 отобрана с глубины 2517 м в районе седиментационных волн между дрифтами Гардар и Бьерн. Район исследования находится под влиянием придонного контурного Исландско-Шотландского течения [59], движущегося на юго-запад вдоль хребта Рейкьянес. Длина колонки составила 486 см. Колонка АИ-3378 длиной 466 см отобрана с глубины 2192 м к западу от хребта Рейкьянес на западном склоне дрифта Снорри, формирующегося под влиянием Исландско-Шотландского придонного контурного течения, огибающего хребет с юга. Колонка АИ-3415 длиной 507 см отобрана с глубины 2985 м на северо-западной периферии дрифта Глория, на границе бассейнов Ирмингера и Лабрадорского. Колонка расположена в непосредственной близости от современного положения Северного полярного фронта (СПФ), изменение положения которого в прошлом могло повлиять на процессы осадконакопления в данном районе. Кроме того, как показано ранее [29], на седиментацию в районе дрифта Глория влияли процессы, в результате которых в Лабрадорском море формировались гемитурбидиты. Терригенный материал ледового разноса, вероятно, поступал сюда не только с айсбергами, но и поставлялся через Северо-западный атлантический срединно-океанический глубоководный канал [43].

Литолого-геохимические исследования. Литологическое описание и отбор проб из колонок проводились в судовой лаборатории. Осадочный разрез оценивался визуально с использованием международной шкалы цветности (Munsell Soil Color Chart) [52]. Гранулометрический состав донных осадков определялся в Аналитической лаборатории ИО РАН А. Н. Рудаковой и Т. Н. Алексеевой по стандартной методике [25]. Кроме того, осадки исследовали методом смерслайдов, которые представляют собой тонкий слой несцементированного осадка, закрепленный на предметном стекле с помощью канадского бальзама (с показателем преломления близким к кварцу n = 1.55). Смерслайды просматривались под поляризационным микроскопом ПОЛАМ Л–213М под увеличением ×25, ×40, ×60.

Все исследования выполнялись в пилотных пробах, отобранных с шагом 10 см. Отбор на физические свойства осадков производился пластиковыми шприцами, которые упаковывались в контейнеры с крышкой и герметизировались парафильмом для выполнения измерений в лаборатории ИО РАН. Для определения влажности и плотности 10 см ³ предварительно взвешенного влажного осадка высушивали с помощью лиофильной сушки Alpha 2–4 LDplus, затем каждый образец взвешивали повторно. Содержание С_общ и С_орг определяли автоматическим кулонометрическим методом на анализаторе углерода АН 7529 (аналитики Л. В. Демина, М. А. Попова). Расчет CaCO₃ из С_карб производился с коэффициентом 8.3.

В исследуемых колонках были подсчитаны терригенные зерна ледового разноса (ice-rafted debris — IRD). Подсчет терригенных зерен производился под микроскопом МБС–10 во фракции >150 мкм. Каждая проба разделялась микросплиттером до получения навески, содержащей не менее 300 терригенных зерен. Пробы с небольшим содержанием IRD просматривались полностью. Показатель IRD рассчитывался как количество зерен терригенного материала на грамм сухого осадка (зерен/г). В колонке АИ-3359 были подсчитаны терригенные зерна с шагом 1 см, в остальных колонках — с шагом 10 см.

Хроностратиграфия осадков и скорости осадконакопления. По раковинам планктонных фораминифер видов Neogloboquadrina pachyderma (sinistral) (Ehrenberg) и Globigerina bulloides (d’Orbigny) (не менее 1500–2000 раковин в образце) в Лаборатории радиоуглеродных исследований (Познань, Польша) для колонки АИ-3359 сделаны 10 определений возраста осадков методом ускорительной масс-спектрометрии (AMS ¹⁴C, табл. 1). Радиоуглеродный возраст осадков переведен в календарный в программе Calib 7.10 c учетом локального резервуарного эффекта (∆R = 80±91, калибровочная кривая “Marine 13.14c”). Календарный возраст представлен как среднее значение в пределах доверительного интервала калибровочной кривой ±1σ [61]. Вычислены скорости осадконакопления для исследуемого периода. (рис. 3) Дополнительно для колонки были получены данные по соотношению стабильных изотопов кислорода (δ¹⁸О) в раковинах планктонных фораминифер (вид Neogloboquadrina incompta (Cifelli, 1961) не менее 30 раковин в пробе, размер раковин ~150 мкм). Анализ был выполнен в лаборатории радиометрического датирования и изотопных исследований им. К. Лейбница Кильского университета на масс-спектрометре “Finnigan MAT 251” доктором Н. Андерсеном. Точность метода составляет 0.08‰. Стратиграфическое подразделение колонки было выполнено с использованием датировок AMS ¹⁴C. Дополнительно использовались данные по содержанию в осадках карбоната кальция, стабильных изотопов кислорода (δ¹⁸О) и IRD.

 

Рис. 3. Возрастная модель (черным) и скорости осадконакопления (см/тыс. лет, серым) для колонки АИ-3359.

 

Таблица 1. Абсолютный возраст осадков колонки АИ-3359, полученный методом ускорительной масс-спектрометрии

Глубина в колонке, см	№ образца	Материал датирования	Датировки по 14С, л.н.	Календарный возраст, кал. л.н., 1 σ с учетом ΔR = 80±91
30−31	Poz-84165	G. bulloides	1035±30	556
55−56	Poz-95700	G. bulloides	1750±90	1208*
90−91	Poz-84166	G. bulloides	2745±35	2376
195−196	Poz-95695	G. bulloides	5700±50	6028*
295−296	Poz-95696	G. bulloides	9050±50	9649*
315−316	Poz-95698	G. bulloides	9270±50	9992*
340−341	Poz-95699	G. bulloides	9660±80	10838*
350−351	Poz-84157	N. pachyderma (s)	13260±80	15224
390−391	Poz-84159	N. pachyderma (s)	24080±180	27721
480−481	Poz-84160	N. pachyderma (s)	40000±2000	43405

Примечание. * Данные получены при поддержке гранта Президента РФ. №МК-204.2017.5.

 

Для колонок АИ-3378 и АИ-3415 также получены данные по соотношению стабильных изотопов кислорода (δ¹⁸О) в раковинах планктонных фораминифер (вид N. pachyderma (s), не менее 30 раковин в пробе, размер раковин ~150 мкм). Полученные изотопные кривые были сопоставлены со стандартной опорной кривой LR04 [49], что позволило выделить границы между морскими изотопными стадиями (МИС). Также была сделана попытка оценить скорости осадконакопления в колонках АИ-3378 и АИ-3415 методом избыточного ²³⁰Th (²³⁰Th_изб) в лаборатории геоморфологических и палеогеографических исследований полярных регионов и Мирового океана СПбГУ (табл. 2, 3) [14].

 

Таблица 2. Результаты определения удельных активностей изотопов урана и тория в колонке АИ-3378

Глубина в колонке, см	238U р/мин на г	234U р/мин на г	234U/238U	230Th р/мин на г	232Th р/мин на г	изб. 230Th
1−2	0.2840±0.0116	0.3275±0.0127	1.1530±0.0617	2.8657±0.0862	0.3921±0.0257	2.538±0.087
25−26	0.7783±0.0285	0.6881±0.0266	0.8841±0.0411	0.8008±0.0348	1.3321±0.0495	0.113±0.044
50−51	0.9201±0.0397	0.7865±0.0365	0.8548±0.0498	0.9327±0.0366	1.4475±0.0481	0.146±0.052
59−60	0.8917±0.0338	0.7893±0.0312	0.8852±0.0419	0.9369±0.0369	1.4063±0.0493	0.148±0.048
150−151	1.0128±0.0513	0.8580±0.0475	0.8472±0.0583	0.8439±0.0412	1.8323±0.0669	-

 

Таблица 3. Результаты определения удельных активностей изотопов урана и тория в колонке АИ-3415

Глубина в колонке, см	238U р/мин на г	234U р/мин на г	234U/238U	230Th р/мин на г	232Th р/мин на г	изб. 230Th	изб. 230Th на безкарбон. вещество
4−5	0.6636±0.0478	0.5686±0.0437	0.8568±0.0850	2.6260±0.1113	1.3830±0.0718	2.0574±0.1196	3.5876±0.2085
25−26	1.0242±0.0589	0.8876±0.0548	0.8666±0.0662	3.1709±0.0987	1.6709±0.0616	2.2833±0.1129	2.8401±0.1405
49−50	1.0227±0.0523	0.9661±0.0505	0.9447±0.0627	2.8573±0.1106	1.8653±0.0815	1.8912±0.1216	2.1650±0.1392
79−80	0.8856±0.0525	0.7499±0.0482	0.8468±0.0674	2.1079±0.0857	1.9522±0.0810	1.3579±0.0983	1.7314±0.1254
119−120	0.7472±0.0437	0.7581±0.0444	1.0146±0.0764	2.2331±0.0787	2.1297±0.0758	1.4750±0.0904	1.9075±0.1169
152−153	0.8634±0.0343	0.8273±0.0334	0.9581±0.0494	2.3573±0.0832	1.8839±0.0711	1.5300±0.0897	2.2061±0.1293
175−176	1.0228±0.0544	0.8167±0.0475	0.7985±0.0572	2.0925±0.0827	1.9429±0.0784	1.2758±0.0954	1.5533±0.1161

 

Биогеохимические исследования. Для микробиологических исследований ненарушенные образцы осадков отбирали в 5 см ³ пластиковые шприцы с резиновым поршнем и обрезанным краем и закрывали резиновой пробкой. Окислительно-восстановительный потенциал и значения рН определяли параллельно с отбором проб при помощи потенциометра WTW Model 320 pH/mV meter и SenTix ORP керамическими электродами (Германия). Все эксперименты проводили в первые часы после отбора проб. Для определения содержания метана (CH₄) использовали “head-space” метод отбора проб осадков. Содержание метана определяли по методике фазово-равновесной дегазации [6]. Концентрацию метана измеряли на газовом хроматографе с пламенно-ионизационным детектором “Кристалл-2000-М” (Россия).

Интенсивность процесса темновой ассимиляции углекислоты (ТАУ) определяли радиоизотопным методом с использованием NaH¹⁴CO₃ (0.15 мкКи на 1 см ³ осадка). Интенсивности процесса сульфатредукции (СР) оценивали по образованию меченого сероводорода и суммы пиритной, элементной и органической серы из Na₂³⁵SO₄ (35 мкКи на 5 см ³ осадка), обработку проб проводили согласно методикам, описанным ранее [7]. Инкубацию проб проводили при температуре, близкой к естественной, в течение 24 часов. После инкубации пробы фиксировали 1 мл 2 M раствора КОН. Разделение продуктов и измерение их радиоактивности проводили на сцинтилляционном счетчике Rack-Betta 1219 (LKB, Швеция) ранее описанными методами [27, 28]. При расчете интенсивности ТАУ учитывали ¹⁴С–СО₂ как в составе клеток бактерий, так и в составе внеклеточного растворенного органического вещества. Все представленные данные являются средним арифметическим от трех экспериментальных повторностей. Доверительный интервал для численных показателей ТАУ и СР варьирует от 10 до 20%.

Подготовку образцов осадков для определения изотопного состава углерода органического вещества (δ¹³С–С_орг) проводили ранее описанными методами [36]. Измерения δ¹³С проводили на масс-спектрометре Thermo Fisher Delta Plus (Германия). Точность измерений ±0.1‰.

РЕЗУЛЬТАТЫ И ОБСУЖДЕНИЕ

Современное осадконакопление в Северной Атлантике. Для понимания процессов современной седиментации исследователями проведено изучение системы формирования и распределения рассеянного осадочного вещества (взвеси) в морской воде [13, 26]. Определен изотопный состав С_орг взвеси в водной толще на разрезе 59°30’ с. ш. Судя по содержанию Chl-a, изотопному составу С_орг от -16.5 до -23.1‰ и удаленности водных масс от берегов, С_орг взвеси представлен, главным образом, автохтонным ОВ фитопланктоногенного происхождения (рис. 4, [26]). Изотопный состав углерода ОВ водной взвеси в поверхностном горизонте определен на 10 станциях и имеет четкие субмеридиональные тенденции. Наиболее тяжелый изотопный состав С_орг (δ¹³С = -16.5‰) взвеси на поверхности определен в районе Гренландии и, вероятно, связан с процессами «цветения» фитопланктона в наиболее холодном районе исследований. Постепенно изотопный состав С_орг становится более легким в районе восточного склона хребта Рейкьянес (ст. 3369, до -21.3‰), а потом вновь становится более «морским» в районе Исландского бассейна (ст. 3342, -18‰) и в проходе Роколл, в зоне влияния Северо-Атлантического течения. Наиболее легкий изотопный состав углерода взвеси отмечен на шельфе Великобритании С_орг (δ¹³С = -23.1‰) и, вероятно, связано это со сравнительно небольшими глубинами и поступлением аллохтонного терригенного вещества с близкой суши. Для районов отбора ТБД высокое содержание тяжелого изотопа углерода однозначно указывает на исключительно фитоплантогенный генезис ОВ на станциях 3359 и 3415. На ст. 3378 незначительную часть взвеси составляет ОВ терригенного генезиса, поставляемое морским течением или эоловым переносом.

 

Рис. 4. Изотопия органического углерода взвеси в поверхностном (1) и придонном (2) слое воды на станциях по профилю А–Б–В (см. рис. 1) [26].

 

Изотопный состав взвеси придонного слоя определен только в 8 точках и наиболее легок на шельфе Великобритании, а также в районе восточного склона Исландского бассейна. Тяжелый состав отмечен в районах дрифтов Гардар и Глория.

Таким образом, современное осадконакопление в исследуемом районе определяется в основном, продуктивностью автохтонного фитопланктона и привносом материала системой придонных течений, а также ледовым разносом.

Основным компонентом осадочного вещества на разрезе являются остатки зоопланктона (кокколиты и фораминиферы), формирующие в основном смешанные карбонатные с преобладанием пелитовой и песчаной фракций осадки светло-коричневых и серых оттенков, в большинстве случаев с алевритовой примесью от 14 до 25%. Исключение составляют две станции: 3415, расположенная на дрифте Гардар и практически полностью сложенная карбонатным (фораминиферовым) песком с алеврито-пелитовой примесью и гравийными обломками, а также ст. 3359 (район седиментационных волн между дрифтами Гардар и Бьерн), в составе которой преобладает карбонатный пелитовый ил с алевритовой примесью. В поверхностных донных осадках значения CaCO₃ доходят до 87%, что соответствует обобщенным данным атласа Атлантического океана [1], где среднее содержание CaCO₃ варьирует от 70 до 90% (рис. 5).

 

Рис. 5. Гранулометрический состав (а) (1 — пелит, 2 — алеврит, 3 — песок, 4 — гравий) и содержание карбонатов (б) в поверхностных донных осадках по разрезу по профилю А–Б–В (см. рис. 1).

 

Во всех изученных осадках поверхностный слой был окисленным (Eh от +85 до +140 мВ). Слабое понижение значений Eh с глубиной осадка свидетельствует о низкой величине щелочного резерва (Alk до 3.8 мг экв) и указывает на низкую активность микробных процессов. Концентрация СН₄ в осадках поверхностного окисленного слоя 0–2 см изменялась от 0.1 мкмоль СН₄ дм^-3 в колонке 3378 до 1.6 мкмоль СН₄ дм^-3 в колонке 3415 (табл. 4). Различное содержание метана в поверхностных слоях осадков, вероятно, связано с составом и количеством ОВ взвеси, определяющим протекание микробных процессов.

 

Таблица 4. Содержание биогеохимических показателей в колонках донных осадков (см. рис. 1, 2)

№ станции	Глубина, см	Влажность, %	Eh, мВ	рН	Alk, мМ	SO42-, г/л	СР, нмоль дм-3 сут-1	CH4, мкмоль дм-3	ТАУ, мкмоль С дм-3 сут-1	Сорг, %
3359	0−2	70.2	+85	7.76	2.9	-	16.3	0.44	9.36	0.492
	87−89	58.8	+60	7.80	3.4	2.57	6.61	0.77	1.33	0.447
	198−200	57.3	+50	7.76	3.6	1.93	4.06	0.53	0.81	0.38
	297−299	55.1	+56	7.72	3.7	2.67	2.3	0.77	1.02	0.303
	390−392	48.8	+45	7.65	3.8	2.67	5.4	3.44	0.31	0.187
	485−487	54.9	+48	7.60	3.6	2.43	3.6	1.12	0.13	0.172
3378	0−2	52.5	+140	7.83	3.0	2.74	1221	0.08	14.66	0.242
	84−86	47.7	+95	7.88	3.5	-	40.6	0.71	2.12	0.085
	180−182	41.3	+80	7.89	3.6	2.24	28.1	0.57	3.35	0.097
	278−280	47.3	+85	7.84	3.5	1.64	23.1	0.28	0.61	0.072
	373−375	54.7	+74	7.82	3.5	1.77	25.5	0.21	0.43	0.107
	456−458	53.4	+73	7.83	3.7	1.83	15.1	0.22	0.25	0.095
3415	0−2	69.7	+136	7.79	3.2	2.53	174.2	1.58	7.63	0.23
	105−110	50.8	+86	7.66	3.5	2.63	49.2	1.07	1.47	0.31
	209−210	44.8	+48	7.70	3.8	1.44	29.3	2.25	0.64	0.28
	308−309	42.6	+55	7.67	3.6	1.34	44.1	1.39	0.68	0.28
	415−415	47.8	+46	7.60	3.8	1.62	19.9	1.41	0.43	0.15
	509−512	44.7	+58	7.60	3.6	1.15	17.9	1.62	0.17	0.13

 

Литологическое описание и стратиграфическое подразделение исследуемых осадочных разрезов. Данные литолого-геохимических исследований и согласованность результатов независимых анализов, выполненных в разных лабораториях, свидетельствуют в пользу непрерывности осадочных разрезов.

Колонка АИ-3359 представляет интерес с точки зрения детальных палеореконструкций. Колонка сложена высококарбонатными пелитовыми илами с примесью алеврита от 2 до 19%, состоящего в основном из раковин фораминифер. В целом для колонки характерно увеличение снизу вверх влажности осадка с 52 до 62% и уменьшение плотности с 1.5 до 1.2 г/см ³. Доля песчаной фракции повышена в нижней части колонки (330–486 см) и составляет 4–17% от общего состава осадка. По данным минералогического анализа, гравийная и песчаная фракции представлены материалом ледового разноса. По данным радиоуглеродного анализа AMS ¹⁴C, анализа IRD и распределения CaCO₃, осадки колонки сформированы в течение МИС 1–3 за ~45 000 кал. лет (табл. 1, рис. 6). В верхней части разреза (0–341 см) средние скорости седиментации достигали довольно высоких значений для открытой части океана (~30 см/тыс. лет), однако максимальные скорости седиментации отмечены для периода 9649–9992 кал. лет назад (58.3 см/тыс. лет; рис. 3). Исходя из расчетов возраста, средние скорости осадконакопления в районе станции АИ-3359 в нижней части разреза (341–486 см) были значительно ниже и составляли 3.6 см/тыс. лет.

Интервалы 348–392 и 392–485 см соответствуют холодной МИС 2 (14 500–28 000 кал. лет назад) и относительно теплой МИС 3 (28 000–45 000 кал. лет назад) соответственно. Доля песчаной фракции достигает максимальных значений (17%) во время последнего ледникового максимума. Значения CaCO₃, полученные для нижней части разреза, довольно низкие и составляют около 19–33% (рис. 6).

 

Рис. 6. Стратиграфическая корреляция колонок АИ-3359, АИ-3378 и АИ-3415 по данным радиоуглеродного анализа AMS ¹⁴C (АИ-3359), изотопии кислорода (‰) в раковинах планктонных фораминифер, ледового разноса (IRD, тыс. зерен/г), содержания карбоната кальция в осадках (%).

 

Граница МИС 2/1 (около 14 500 кал. лет назад) выделена на горизонте 348 см, что подтверждается резким уменьшением IRD и доли песка. Граница голоцена (последние 11 700 кал. лет назад) отмечена на 341 см (рис. 6). Этот интервал характеризуется более мелкозернистыми осадками; доля пелитовой фракции достигает 93%. Содержание песчаной фракции не превышает 4%. Установлены высокие содержания CaCO₃ (в среднем 30–45%). Относительно низкое содержание IRD в пробах (не более 200 зерен/г) характерно для всего голоцена. Верхние 7–30 см колонки относятся к Малому ледниковому периоду (150–700 кал. лет назад) и характеризуются резким увеличением IRD.

Колонки АИ-3378 и АИ-3415 представляют интерес с точки зрения пространственных реконструкций и уточнения миграций СПФ в прошлом на непрерывном отрезке времени. Колонка АИ-3378 сложена светло-коричневым (основной цвет 10YR/5/3) алеврито-пелитовым илом, сильно песчанистым, с высоким содержанием карбонатного материала (до 87%) и со следами ледового разноса и биотурбации. В колонке отмечена смена повышенного и пониженного содержания песчаной фракции, вызванная, вероятно, изменениями путей привноса вещества в район отбора колонки. Во фракции 100 мкм в основном преобладают карбонатные биогенные остатки, однако для данной колонки характерно чередование биогенных прослоев с кварц-полевошпатовыми слоями. Активность ²³⁰Th_изб в колонке АИ-3378 в слое 1–2 см значительно больше, чем в остальных слоях, что фактически исключает возможность расчета возраста (скорости осадконакопления) между первым и остальными слоями (табл. 2). Однако радиохимические данные с некоторой долей вероятности позволяют предположить, что осадки в нижней части колонки были сформированы около 350 000 кал. лет назад. Изотопно-кислородные данные, а также данные изменения значений IRD и карбоната кальция, которые не противоречат друг другу и могут считаться вполне надежными стратиграфическими маркерами, позволили уточнить относительный возраст осадков (рис. 6).

Таким образом, в колонке АИ-3378 было выделено 6 МИС, охватывающих не более 190 000 кал. лет (средняя скорость осадконакопления — 2.45 см/тыс. лет). Граница МИС 6/5 находится примерно на 360 см, МИС 5/4 — на 160 см, МИС 4/3 — на 120 см, МИС 3/2 — на 70 см, МИС 2/1 — на 20 см. Наблюдается разбавление карбонатного материала терригенным. Тем не менее, межледниковья отличаются относительно низким содержанием IRD (как правило, менее 2 тыс. зерен/г). Во время ледниковых периодов зарегистрированы высокие значения IRD — до 6 тыс. зерен/г. Это позволяет использовать IRD в качестве дополнительного климатостратиграфического маркера. Изотопно-кислородная кривая и кривая распределения карбоната кальция отражают смену ледниковых и межледниковых периодов.

Колонкой АИ-3415 вскрыты карбонатные пелитовые и алеврито-пелитовые осадки, содержащие высокую долю гравийного (до 22%) и песчаного материала (до 30%) преимущественно светло-коричневого цвета. Также в колонке нередко отмечены песчаные прослои, однако генезис грубой фракции может быть связан как с обилием материала ледового разноса, так и c содержанием крупных раковин фораминифер. По изотопно-кислородным данным, а также изменениям значений IRD и CaCO₃, в колонке АИ-3415 было выделено 9 МИС, охватывающих не более 300 000 кал. лет при средней скорости осадконакопления 1.69 см/тыс. лет (рис. 6). Для данной колонки в целом наблюдается уменьшение значений удельных активностей ²³⁰Th_изб с увеличением глубины (табл. 3). При расчете скоростей осадконакопления между слоями 25–26, 119–120 и 175–176 см были получены значения около 2 см/тыс. лет, что согласуется с данными других анализов. Выделены следующие границы между стадиями: МИС 9/8 — 490 см, МИС 8/7 — 450 см, МИС 7/6 — 380 см, МИС 6/5 — 300 см, МИС 5/4 — 200 см, МИС 4/3 — 170 см, МИС 3/2 — 70 см, МИС 2/1 — 4 см. Изотопно-кислородная кривая, а также кривая распределения карбоната кальция достаточно хорошо отражают смену ледниковых и межледниковых периодов. Тем не менее, в колонке отмечено сильное разбавление терригенным материалом. Изменение содержания IRD не связано с климатической цикличностью.

В обеих колонках периоды потепления (МИС 1, 3, 5 (5е), 7) характеризуются повышенным содержанием CaCO₃ (40–90 и 40–70% для АИ-3378 и АИ-3415 соответственно). МИС 5е (116–129 тыс. лет назад) выделяется по пикам CaCO₃ (около 80 и 70% для АИ-3378 и АИ-3415 соответственно), а также по пикам δ¹⁸О (2.5 и 3‰ соответственно) (рис. 6).

Условия осадконакопления в Северной Атлантике в среднем плейстоцене-голоцене. Довольно низкие скорости осадконакопления в колонках со склонов дрифтов Снорри и Глория соответствуют средним скоростям для открытой части Атлантики. Установлено, что обычные скорости для пелагических илов биогенного (кокколито-фораминиферового) происхождения составляют около 0.2–4 см/тыс. лет [3, 20]. В субполярной Северной Атлантике и прилегающем Норвежском море средние скорости осадконакопления составляют 3.5 см/тыс. лет [47]. Однако существуют данные, что на дрифтах (осадочных телах, образованных при участии системы придонных океанических течений) скорости осадконакопления могут достигать 9.8 см/тыс. лет и выше [47].

Помимо общих закономерностей осадконакопления в Северной Атлантике, существуют значительные региональные особенности седиментации в районе хребта Рейкьянес. Существуют данные о высоких скоростях седиментации во время голоцена (до 29 см/тыс. лет) в центральной части хребта Рейкьянес [50]. В то же время в северо-восточной Атлантике (57–58° c. ш., 25–28° з. д.) для позднего плейстоцена Раддиман и Боулз [58] зарегистрировали региональные скорости седиментации, которые варьируют от 2.6 до 125 см/тыс. лет. Аномально высокие скорости осадконакопления в данном районе исследователи связывают с увеличением интенсивности придонных течений в теплые периоды [53] и региональными особенностями продукции фито- и зоопланктона, обусловленными в том числе сложным рельефом дна [31]. Нами отмечено, что в ледниковое время скорость осадконакопления к востоку от хребта Рейкьянес была значительно ниже средних голоценовых скоростей осадконакопления. Во время голоцена, как и сегодня, в районе исследования преобладает пелагическое осадконакопление. Кроме того, ведущую роль в сортировке осадков и транспортировке крупноалеверитовых частиц осадочного материала (как правило, размером 10–63 мкм) играют придонные контурные течения.

Местоположение участков отбора исследуемых колонок и условия осадконакопления на этих участках в прошлом определили состав и структуру осадков. Так, наименьшее содержание терригенного материала наблюдается в районе дрифта Гардар (колонка АИ-3359) с максимумом в позднем плейстоцене 2.6 тыс. зерен/г. На северо-западной периферии дрифта Глория (колонка АИ-3415) максимальные значения IRD составили 3.3 тыс. зерен/г. Наибольшие значения IRD отмечены в районе дрифта Снорри (колонка АИ-3378) — максимальные пики IRD соответствуют значениям 5.2 тыс. зерен/г. Такое распределение IRD не случайно и отражает общепринятые представления о путях и скоростях распространения в Северной Атлантике терригенного материала, разносимого айсбергами [57]. Так, районы отбора колонок АИ-3378 и АИ-3415 лежат на пути дрейфа айсбергов. Как уже упоминалось, предполагается, что дополнительным источником терригенного материала, поставляемого в район дрифта Глория, является также Северо-западный атлантический срединно-океанический глубоководный канал, расположенный к западу от дрифта в Лабрадорском море и поставляющий в район исследования IRD размером менее 150 мкм [43].

В распределении карбоната кальция в осадках исследуемых колонок существуют четкие пространственные закономерности. Обращают на себя внимание низкие, по сравнению с остальными исследуемыми участками, значения к востоку от хребта Рейкьянес (не более 47% в колонке АИ-3359 по сравнению с 77 и 90% в колонках АИ-3415 и АИ-3378 соответственно) (рис. 6). Такое низкое содержание карбоната кальция может объясняться наличием большого количества радиолярий в пробах. По данным Матуля с соавторами [50], в колонке МК-340, отобранной на хребте Рейкьянес, также отмечено довольно низкое содержание карбоната кальция в пробах (40–50%) наряду с присутствием достаточно большого количества радиолярий. Однако сохраняется общая тенденция для всех исследуемых колонок — минимальные значения СаСО₃ во время ледниковых стадий и максимальные в периоды межледниковий. Такое распределение карбоната кальция во время теплых и холодных стадий является типичным для атлантических осадков и, как упоминалось ранее, является хорошим климатостратиграфическим маркером [46].

Изменение микробной активности в осадках

В районе дрифтов Гардар и Бьерн (колонка АИ-3359) значения С_орг в голоцене варьируют от 0.3 до 0.5%. В то же время концентрации метана изменяются в пределах 0.4–0.8 мкмоль СН₄ дм^-3. На фоне максимальных значений концентрации метана (1.1–3.4 мкмоль СН₄ дм^-3) во время начала последнего ледникового максимума значения С_орг не превышают 0.2%. Однако и эта концентрация метана является крайне низкой при сравнении с осадками с выраженными анаэробными микробными процессами.

Концентрация метана в колонке АИ-3378 минимальна в голоцене (0.08 мкмоль СН₄ дм^-3) и остается в пределах 0.2–0.7 мкмоль СН₄ дм^-3 до самых нижних горизонтов, что свидетельствует о предельно низких скоростях микробных процессов. Диапазон изменений С_орг составляет 0.07–0.2%. Максимальные значения отмечены в голоцене на фоне минимальных значений концентрации метана.

В колонке АИ-3415 значения С_орг варьируют в пределах 0.1–0.3%. Причем в верхней части колонки значения С_орг выше, чем в нижней. Содержание метана варьирует незначительно от 1.1 до 2.25 мкмоль СН₄ дм^-3 (табл. 4).

Процесс СР (табл. 4) зарегистрирован во всех изученных слоях осадков. В поверхностном слое интенсивность СР была значительно выше, уменьшаясь по глубине колонки: 16.3 нмоль S дм^-3 сут^-1 (колонка АИ-3359), 1221 нмоль S дм^-3 сут^-1 (колонка АИ-3378) и 174 нмоль S дм^-3 сут^-1 (колонка АИ-3415). Количественных данных, основанных на прямых измерениях, характеризующих активность процесса сульфатредукции в осадках океанов на больших глубинах, крайне мало.

Так, в колонках осадков (горизонты 60, 100, 210 и 220 см) на профиле Сомалийской котловины–Момбаса (Индийский океан) на глубинах от 2800 м до 5072 м интенсивность СР варьировала от 14 до 93 нмоль S дм^-3 сут^-1. В колонках осадков Примексиканского участка Транстихоокеанского профиля (глубина 1170–3260 м) интенсивность СР варьировала от 4.5 до 480 нмоль S дм^-3 сут^-1 [9, 10]. Это крайне низкие значения интенсивности сульфатредукции, близкие к полученным нами (табл. 4). В осадках морей Арктики, а также фьордов Свальбарда (Шпицбергена) интенсивность процесса СР была значительно выше (от 0.6 до 20 мкмоль S дм^-3 сут^-1 и от 4 до 16 мкмоль S дм^-3 сут^-1 соответственно [18, 55]. Такое различие в интенсивности микробных процессов в разных районах связано с качественным и количественным составом ОВ, достигающего поверхности осадка.

Один из важных результатов для изучения процессов диагенеза в глубоководных осадках океана, представляют данные по величинам ТАУ, измеренные в колонках (табл. 4). Для колонки АИ-3378 (район дрифта Снорри) зарегистрированы значения 14.66 мкг С дм^-3 сут^-1 в поверхностном слое и резкое их уменьшение с 3.35 мкг С дм^-3 сут^-1 до практически нулевых на глубине 180 см, в осадке возраста МИС 5 (~100 000 кал. лет назад). В осадках колонки АИ-3359 величины ТАУ составляют от 9.36 до 1.33 мкг С дм^-3 сут^-1 в интервале 0–90 см (~2400 кал. лет назад). Голоценовые значения в целом варьируют в пределах 0.8–9.36 мкг С дм^-3 сут^-1, в то время как для ледникового периода отмечены наименьшие значения ТАУ (0.1–0.3 мкг С дм^-3 сут^-1). Для осадков дрифта Глория (колонка АИ-3415) значения ТАУ уменьшаются с 7.63 мкг С дм^-3 сут^-1 в голоцене до 1.47 мкг С дм^-3 сут^-1 на глубине 110 см (МИС 3, ~50 000 кал. лет назад).

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Таким образом, современное осадконакопление в исследуемом районе определяется главным образом продуктивностью автохтонного фитопланктона, привносом материала системой придонных течений, а также ледовой разгрузкой. Во всех изученных осадках поверхностный слой был окисленным (Eh от +85 до +140 мВ). Концентрация метана в осадках поверхностного окисленного слоя 0–2 см изменялась от 0.1 мкмоль СН₄ дм^-3 в колонке 3378 до 1.6 мкмоль СН₄ дм^-3 в колонке 3415. Различное содержание метана в поверхностных слоях осадков, вероятно, связано с составом и количеством ОВ взвеси, определяющим протекание микробных процессов.

Для исследованных осадочных разрезов показано, что они сформировались в Северной Атлантике в течение среднего плейстоцена–голоцена. Относительно низкие скорости осадконакопления в районах дрифтов Снорри и Глория соответствуют средним скоростям для открытой части Атлантики. Наиболее высокие скорости осадконакопления (до 58.3 см/тыс. лет) установлены для колонки АИ-3359, отобранной в районе дрифтов Гардар и Бьерн, что делает колонку весьма интересной с точки зрения детальных палеореконструкций. Колонки АИ-3378 и АИ-3415 представляют интерес для пространственных палеореконструкций на непрерывном отрезке времени.

Кроме того, для всех изученных осадков характерна общая закономерность, впервые установленная для центральной части Северной Атлантики: биогеохимически значимые процессы выявляются только в тонком поверхностном слое (0–2 см) и практически полностью прекращаются на глубинах 90–180 см. Величины процессов, вероятно, зависят от местоположения станции и состава ОВ и не зависят от возраста осадочного слоя. Низкая микробная активность в толще осадка, наиболее вероятно, является следствием недостатка ОВ.

Благодарности. Авторы благодарят академика А. П. Лисицына за общее руководство работами, а также капитана НИС «Академик Иоффе», командный состав, начальника экспедиции С. В. Гладышева, весь научный состав за помощь в проведении экспедиции и М. Д. Кравчишину за ценные советы в ходе подготовки статьи.

Источники финансирования. Экспедиция и обработка проб на борту проведены при финансовой поддержке гранта РНФ № 14-50-00095. Обработка материала частично проведена в рамках Государственного задания, тема № 0149-2019-0007, исследование изотопного состава углерода органического вещества проводили в рамках Госзадания ФИЦ биотехнологии РАН. Пять датировок AMS ¹⁴C и их калибровка, а также подсчет IRD проводились за счет гранта Президента РФ для государственной поддержки молодых российских ученых — кандидатов наук № МК-204.2017.5.

About the authors

E. A. Novichkova

Shirshov Institute of Oceanology, Russian Academy of Sciences

Author for correspondence.
Email: enovichkova@mail.ru
Russian Federation, Moscow

A. S. Savvichev

Shirshov Institute of Oceanology, Russian Academy of Sciences; Winogradsky Institute of Microbiology, the Federal Research Centre “Fundamentals of Biotechnology” RAS

Email: enovichkova@mail.ru
Russian Federation, Moscow

L. D. Bashirova

Shirshov Institute of Oceanology, Russian Academy of Sciences; The Immanuel Kant Baltic Federal University

Email: enovichkova@mail.ru
Russian Federation, Moscow; Kaliningrad

N. V. Kozina

Shirshov Institute of Oceanology, Russian Academy of Sciences

Email: enovichkova@mail.ru
Russian Federation, Moscow

A. A. Klyuvitkin

Shirshov Institute of Oceanology, Russian Academy of Sciences

Email: enovichkova@mail.ru
Russian Federation, Moscow

N. V. Politova

Shirshov Institute of Oceanology, Russian Academy of Sciences

Email: enovichkova@mail.ru
Russian Federation, Moscow

A. N. Novigatsky

Shirshov Institute of Oceanology, Russian Academy of Sciences

Email: enovichkova@mail.ru
Russian Federation, Moscow

A. Yu. Lein

Shirshov Institute of Oceanology, Russian Academy of Sciences

Email: enovichkova@mail.ru
Russian Federation, Moscow

References

Supplementary files