ИССЛЕДОВАНИЕ СОСТАВА И ГЕНЕЗИСА ОРГАНИЧЕСКОГО ВЕЩЕСТВА ДОННЫХ ОСАДКОВ ВОСТОЧНО-СИБИРСКОГО МОРЯ

А.А. Ветров1, И.П. Семилетов2, О.В. Дударев2, В.И. Пересыпкин1, А.Н. Чаркин2

Скачать *pdf

 

1 - Институт океанологии им. П.П. Ширшова РАН

2 - Тихоокеанский океанологический институт им. В.И. Ильичева ДВО РАН

 

Представлены результаты анализа химического состава органического вещества из верхнего слоя донных осадков Восточно-Сибирского моря (Copг, Nopг, δ13C, δ15N, н-алканы). Рассмотрены возможные варианты оценки доли терригенного вещества в органическом веществе донных осадков. Доля терригенного вещества, оцененная по комплексному использованию индикаторов генезиса, составила от 15% в восточной части моря вблизи пролива Лонга до 95% в эстуариях р. Индигирки и Колымы при средней величине по морю 62%.


 

Восточно-Сибирское море - наименее изученное из морей Российской Арктики вследствие суровых климатических условий, продолжительности ледового периода, удаленности от портов приписки научно-исследовательских судов. Это самое мелководное и одно из самых ледовитых арктических морей. Даже к концу лета оно на 65% покрыто льдом. Рельеф дна довольно однообразный, около 72% его акватории имеют глубину менее 50 м , при этом, глубины менее 30 м занимают половину площади моря. Другая особенность Восточно-Сибирского моря заключается в том, что на его обширном приконтинентальном шельфе сохраняется устойчивая седиментогенная обстановка. Об этом свидетельствует сохранение выдержанности тонкозернистой структуры донных осадков, вне зависимости удаленности от побережья на западном (между проливом Дмитрия Лаптева и Колымским заливом) и переходном (от дельты Колымы до Чаунской губы) шельфе [Дударев и др., 2006].

Согласно оценкам, приведенным в [Vetrov et al., 2004], основными источниками органического вещества (ОВ) в Восточно-Сибирском море являются первичная фотосинтетическая продукция (15 млн. т Сорг/год), продукты волновой абразии и термоабразии берегов (2.2), речной сток (1.9), эоловые поступления (0.16) и подземный сток (0.1 млн. т Сорг/год). В работе [Sakshaug, 2004] вклад первичной продукции оценивается в два раза выше (30 млн. т Сорг/год). В любом случае, автохтонные поступления ОВ значительно превышают поступления с суши. Однако в донных осадках соотношение аллохтонного и автохтонного ОВ существенно отличается от соотношения поступающего в море ОВ вследствие различной устойчивости к разложению свежего морского ОВ и терригенного ОВ, потерявшего часть лабильных соединений и, следовательно, представленного его более устойчивыми компонентами. Арктические условия и мелководность моря определяют характер его седимеитогенеза. Поступившее с суши, а также вновь образованное ОВ быстро достигает дна моря, и основная трансформация ОВ происходит в верхнем слое осадков и на их поверхности. Большое значение имеет включение осадочного материала в лед и волновое взмучивание осадков.

Целью исследований являлось определение содержания органического вещества в верхнем слое осадков Восточно-Сибирского моря, выявления особенностей его распределения и генезиса по ор-гано-химическим маркерам - C/N отношению, δ 13С и молекулярному составу н-алканов. Пробы донных осадков были собраны в августе-сентябре 2004 г . в совместной экспедиции Тихоокеанского океанологического института ДВО РАН (ТОИ) и Международного Арктического центра Университета Аляска Фэрбанкс, МАНЦ (International Arctic Research Center/University Alaska Fairbanks, IARC UAF) на НИС «Иван Киреев» (рис. 1).

Рисунок 1

 

МЕТОДИКА

Пробы донных осадков отбирали дночерпателем Van Veen и хранили в замороженном виде. Содержание органического углерода (Сорг) и азота в осадках и их изотопный состав (δ 13С и δ 15N) определяли на Continuos flow isotopic ratio mass spectrometer (CFARMS, Finnigan) [Guo et al., 2003] в IARC UAF. Воспроизводимость δ 13C + 0. l‰, a δ 15N ± 0.2%c (стандарты - PDB и атмосферный N2). Подготовка проб для изотопного анализа состояла в подкислении осадков соляной кислотой и промывке для удаления карбонатов, высушивании при 60°С. Для извлечения алкано-нафтеновых УВ из проб донных осадков в качестве растворителя применяли хлороформ и ультразвуковую баню «Branson-1210» [Пересыпкин и др., 1999]. Общую сумму липидов (выделенных экстракцией) в донных осадках определяли взвешиванием на аналитических весах «OHAUS» GA200D Германия (точность 0.00001 г ) после высушивания экстрактов до постоянного веса. Для хроматографического анализа н-алканов использовался газовый хроматограф «Yanako» G-180 (Япония), оснащенный пламенно-ионизационным детектором. Анализ н-алканов проводили в режиме программирования температуры термостата (100°С, далее 4°С/мин до 320°С) на кварцевой капиллярной колонке с фазой OV-101 ( 30 м х 0.32 мм ). Температура детектора и испарителя -300°С, расход газа-носителя гелия 1.5-2.0 мл/мин при делении потока газа 1 : 100, объем вводимой пробы 1-2 мкл. Расчет и идентификацию компонентов ОВ проводили на интеграторе «CHROMATOPAK C-R3A» фирмы «Shimadzu» (Япония). Для количественного и качественного газохроматографического определения молекулярного состава н-алканов применяли метод калибровки с внутренним стандартом - скваланом. Воспроизводимость результатов ±5%. Предел обнаружения н-алканов данным методом составляет 0.001-0.01 мкг определяемого вещества [Пересыпкин и Александров, 1996]. Размерный состав осадков изучался на лазерном анализаторе частиц «Analysette 22 FRITSCH». Крупнозернистые разности фракционировались стандартным методом ситового анализа. Литологические типы осадков выделялись на основе трехкомпонентной классификации «псаммит Ps - алеврит А - пелит Pl».

 

РЕЗУЛЬТАТЫ

Распределение донных осадков. Как было отмечено выше, на большей части приконтинентального шельфа Восточно-Сибирского моря сохраняется тонкозернистый состав осадков, что объясняется несколькими обстоятельствами. Акватория около десяти месяцев в году скована льдом. Подводный относительно выровненный рельеф имеет предельно малые уклоны (~0.0001). Частично переработанная морем поверхность дна слабо расчленена эрозионными потоками, палеодолинами рек и полого наклонена в северо-восточном направлении [Валпетер, 1978]. По причинам, предопределенным условиями палеогеографического развития, баланс осадочного материала определяют продукты термоабразии берегов и речной аллювий со сходным гранулометрическим составом. Так, содержание осадкообразующих фракций во взвеси вод пространственно совмещенной авандельты рек Индигирки-Алазеи и в отложениях береговых термоабразионных уступов (пр. Дмитрия Лаптева), укладывается в диапазоны 1-3% для фракции Ps, 21-36% для А и 61-77% для Pl, что соответствует осадкам алевритово-пелитового типа [Дударев и др., 2003].

Формирование наиболее дисперсных пелитов (среднее содержание фракции Ps, А, Pl - 0.5, 16.2 и 83.3%, соответственно) обусловлено гравитационным осаждением глинистых частиц вне области развития волновых процессов в стабильных условиях подо льдом. Распространение Pl хорошо увязывается со структурным планом рельефа дна. Осадки также слагают подводные аллювиальные фены рек Яны, Индигирки - Алазеи и Колымы, окаймляя периферии осадочных тел своих про-дельт. Граница обширного поля Pl подледной седиментации на восточном шельфе коррелирует со среднемноголетним положением кромки дрейфующих льдов, обычно приуроченной к глубинам 25- 30 м . В районе о. Айон пелиты заполняют и прибрежное мелководье, где в результате дрейфа Айонского ледового массива к береговой черте формируется «теневая» седиментационная обстановка. Вследствие этого осадкообразование приобретает ледово-морскую направленность.

По встречаемости после Pl лидируют распространенный на прибрежном мелководье пелит алевритовый (среднее содержание фракций Ps, A, Pl - 1, 40, 59%, соответственно) и замещающий его в дистальном направлении алеврит пелитовый (среднее содержание фракции Ps, A, Pl - 3, 62 и 35%, соответственно) (таблица). Несоответствие распределения API и PIA циркумконтинентальной зональности окраинно-морского седиментогенеза объясняется изменением условий седиментации под влиянием прибрежного Сибирского течения. Формирующийся на внешней периферии этого потока фронтальный раздел при взаимодействии с водами внешнего шельфа затрудняет процессы тепломассообмена.

Небольшие по площади ареалы залегания псаммитов алевритового и пелитового, пелита псаммитового, миктитов псаммитового и пелитового маркируют участки вытаивания криозоля в ходе дрейфа и разрушения полей припайного льда. Такие осадки в большинстве случаев приурочены к восточному шельфу, где преобладают процессы волнового и криогенного выветривания абразионно-денудационных берегов, а береговую зону и подводный склон выполняют псаммитовые разности. В зависимости от типа осадка содержание фракций Ps, А и Pl варьирует в диапазонах 12-56%, 16-45% и 6-50%, соответственно.

Псаммиты мелко- и среднезернистый встречаются локально и приурочены к высокоэнергетическим условиям придонной среды: на подводных банках - останцах субаэрального рельефа, в эрозионных желобах проливов, в зонах волновой сепарации частиц на подводном береговом склоне. Псаммитовые и более грубообломочные разности, преимущественно реликтовые по возрасту, встречаются в Чаунской губе, на восточном шельфе. На западном шельфе они встречены в Благовещенском проливе между Новосибирскими островами.

Таблица

Рисунок 2

Концентрации Сорг в пробах донных осадков из Восточно-Сибирского моря (табл., рис. 2) лежат в пределах 0.62-2.1% от сухого вещества осадка при среднем значении 1.2%. Наиболее высокие значения обнаружены в эстуариях р. Колымы и Индигирки (ст. 68, 46), в проливе Санникова (ст. 30) и проливе Лонга (ст. 102). Измеренные величины Сорг являются обычными для алевритово-пелитовых и пелитовых илов арктического шельфа и в общих чертах согласуются с ранее построенными картами его распределения [Кошелева и Яшин, 1999; Романкевич и Ветров, 2001; Petrov et al., 2004], а также с результатами предыдущих экспедиций ТОИ (1997-2003) [Дударев и др., 2003; Семилетов, 1999].

Концентрация азота в пробах донных осадков составляет 0.01-0.30% от сухого вещества осадка при среднем значении 0.12%. Выход тренда Cорг-N на N = 0 при Сорг = 0 (рис. 3) свидетельствует о практическом отсутствии в донных осадках неорганического азота (связанный аммонийный азот). Отношение углерод/азот (C/N) часто используется для оценки соотношения долей ОВ терригенного и морского генезиса в донных осадках. Для ОВ морского происхождения характерны величины 6-7, а для терригенного C/N > 12-15. Отношение C/N в исследованных пробах составляет от 6.5 до 14.7 (рис. 4), более 80% проб имеет C/N > 9, что свидетельствует о смешанном генезисе ОВ с преобладанием терригенного.

Рисунок 3     Рисунок 4

Изотопный состав углерода (δ13С) также является индикатором генезиса ОВ. Для терригенного ОВ характерен более легкий состав углерода - осадки терригенного происхождения имеют δ13С ~ 26-28‰. Органический углерод морского происхождения содержит большее количество изотопа 13С вследствие худших условий фракционирования водорослями изотопов углерода в процессе фотосинтеза [Галимов, 1968]. Изотопный состав верхнего слоя изученных осадков Восточно-Сибирского моря δ 13С меняется от -22.9‰ на восточном шельфе, куда проникают высокопродуктивные воды тихоокеанского происхождения до -27.4‰ в районах поступления органического вещества термоабразионных берегов (рис. 5), что свидетельствует о его смешанном генезисе с преобладанием терригенного источника [Semiletov et al., 2005].

Рисунок 5

Тенденция изменения изотопного состава азота δ15N согласуется с изменением δ13С (рис. 6) - при возрастании δ 13С возрастает и δ 15N (имеет положительные значения), однако корреляция невысокая (r2 = 0.14). В то же время корреляция между Сорг и Nорг (рис. 3), а также между δ 13С и Copг/Nopг (рис. 7) высокая. Корреляция между δ 13С и δ 15N возрастает до 0.67 (рис. 6), если исключить из рассмотрения станции № 102, 106 и 112, характеризуемые в отличие от остальных станций большим содержанием ОВ морского генезиса. В работе [Guo et al., 2003] показано, что δ 13С растворенного высокомолекулярного ОВ увеличивается по мере продвижения из эстуария в море, a δ 15N сначала увеличивается по мере увеличения солености в эстуарии, а затем уменьшается в морской части, демонстрируя высокую динамику N цикла.

Рисунок 6     Рисунок 7

Концентрации н-алканов в поверхностных осадках Восточно-Сибирского моря колеблются в пределах 3.4-42.9 мкг/г воздушно-сухого осадка (табл.) и являются характерными для средних значений содержаний н-алканов в осадках почти всего Арктического шельфа. В составе метаново-нафтеновых УВ (углеводородов) изученных донных осадков обнаружены н-алканы, распределение которых идентично для осадков приустьевых районов крупных рек, впадающих в Арктические моря (Карское, Печорское, Лаптевых) [Petrova et al., 2004; Романкевич и др., 1982; Данюшевская и др., 1990].

В распределении н-алканов отмечено существенное преобладание фракции длинноцепочечных с максимумами С23, С25, С27, С29, С31, С33, С35 типичными для восков высших растений с небольшим участием низкомолекулярных гомологов С1219 характерных для гидробионтов и планктоногенного ОВ (рис. 8-13). О преимущественно терригенном генезисе ОВ изученных осадков Восточно-Сибирского моря также свидетельствуют низкие отношения ∑Cl0-C22/∑C23-C40 - 0.18-0.49 и высокие CPI (отношение суммы нечетных к сумме четных алканов) - 2.25-5.44 (табл.). Судя по распределению алканов в пробах почвы и торфа с берегов моря (рис. 14), ОВ в донных осадках моря сложено УВ, поступающими именно из таких источников. В отдельных пробах донных осадков (ст. 25, 30, 34, 38, 51) наблюдается увеличение доли короткоцепочечных гомологов, связанное с различиями в гранулометрическом составе осадков и изменениями окислительно-восстановительной обстановки в осадках. На это указывают различия в отношениях изопреноидов i-С19/i20 (пристан/фитан) (табл.). Хроматографический анализ показал, что в целом во всех пробах преобладает фракция длинноцепочечных алканов терригенного разноса (генезиса).

Рисунок 8     Рисунок 9     Рисунок 10     Рисунок 11

Рисунок 12     Рисунок 13     Рисунок 14

Следует отметить, что высокие значения индекса нечетности CPI изученных углеводородов указывают на начальную стадию диагенетических преобразований ОВ в осадках в окислительных условиях, что характерно для небольших глубин шельфовых морей. Таким образом, можно заключить, что источником формирования ОВ донных осадков Восточно-Сибирского моря служат терригенные остатки высших растений при небольшом участии ОВ морского генезиса.

 

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Количественная оценка доли терригенного ОВ в донных осадках по индикаторам генезиса (C/N отношению, составу н-алканов, δ13С) осложняется разнообразием состава исходного ОВ и неопределенностью степени его диагенетической трансформации. Для оценки доли терригенного ОВ в осадках по C/N отношению используется линейное уравнение ОВтер (%) = (C/Nобразца - C/Nмоp)/(C/Nтер - C/Nмоp). Планктон характеризуется C/N ~ 6-7 и его можно использовать в расчетах C/Nмоp. Однако следует учитывать, что богатые азотом белки относятся к легко гидролизируемым соединениям и соотношение C/N изменяется в процессе диагенеза. Терригенное ОВ может включать как современное органическое вещество, в различной степени подвергшееся преобразованию по пути в морскую среду, так и ОВ продуктов абразии древних пород, в том числе легко разрушающихся многолетнемерзлых пород. Обычно C/Nтер очень приблизительно характеризуется величинами > 15 [Bordowskiy, 1965]. В арктическом бассейне C/N терригенных осадков варьирует в пределах 10-20 [Stein & MacDonald, 2004].

Аналогичным образом оценивается доля терригенного ОВ в донных осадках по δ13С. Изотопный состав терригенного ОВ в высоких широтах лежит в узком диапазоне -27-28‰, определяемым фотосинтезом растений С3 типа (в арктических условиях практически отсутствуют растения с С4 типом фотосинтеза, характеризующегося δ13С ~ -12‰) [Ивлев, 1984]. Пресноводный фитопланктон, поставляемый речным стоком, также характеризуется легким изотопным составом [Kodina, 2002]. Зато возникают трудности с определением δ13С морского генезиса. Если в низких и средних широтах δ13С морских водорослей лежит в узком диапазоне -20-22‰, то в Арктике его величина варьирует от -16.7 до -30.4‰ [Rau et al., 1982]. Предполагается, что высокая изменчивость δ13С в высоких широтах может быть связана с высокой концентрацией растворенного СО2 в холодных водах, скоростью роста клеток и их размером, содержанием липидов, проницаемостью их мембран [Laws et al., 1995; Rau et al., 1997]. Однако, это предположение носит скорее общий характер, так как, например, в фотическом слое высокопродуктивных холодных вод Чукотского моря было обнаружено значительное недонасыщение воды по СО2 относительно атмосферы [Семилетов и Тищенко, 1999; Pipko et al., 2002]. Для оценки доли терригенного ОВ рядом авторов использовались величины δ13Смор в море Бофорта -24-23.4‰, в Чукотском и Беринговом морях -21.2‰, в Карском море -16-22.4‰, в проливе Фрама и плато Ермак -19-20‰, в Центральном бассейне -15.6-18.6‰ [Stein & MacDonald, 2004]. В работах, обобщающих изотопные исследования в тихоокеанском секторе Арктики [Walsh et al., 1989; Naidu et al., 2000], для расчета доли терригенного ОВ использовались типичные значения δ13Смор = -21‰, и δ13Стер = -21‰. При использовании этих значений как «реперных» и формулы для расчета доли терригенного ОВ, приведенной в [Walsh et al., 1989], было показано, что его средние значения в западной провинции Восточно-Сибирского моря, сильно подверженной влиянию выноса эрозионного ОВ, составляли в среднем 86%, при том, что в проливе Дмитрия Лаптева и вблизи устья Колымы, где эрозионный сигнал максимален, эти значения достигали 100% [Semiletov et al., 2005]. В то же время в восточной провинции, где биогеохимические и седиментационные процессы определяются океаническими процессами, среднее значение доли терригенного ОВ составило 52%.

Оценка генезиса ОВ в осадках по соотношению массы длинноцепочечных алканов к короткоцепочечным позволяет также приблизительно определить долю терригенных алканов в общем количестве алканов, но не всего терригенного ОВ. Наземные растения синтезируют длинноцепочечные алканы с преобладанием С2340 в отличие от морского фитопланктона и фитобентоса, которые производят короткоцепочечные алканы C13-Cl8. Бактерии аэробных осадков разлагают как алканы морского генезиса, так и терригенного и синтезируют, в основном н-алканы С2024 (в меньшей степени короткоцепочечные и длинноцепочечные). Обычно сумма алканов, синтезированных бактериями, не превышает 20% от общей суммы алканов. Доля терригенных (длинноцепочечных) алканов в сумме алканов осадков в общем случае не отражает долю терригенного ОВ, вследствие того, что различные органические соединения в исходном ОВ обладают разной устойчивостью к разложению и содержание алканов в ОВ морского и терригенного генезиса оказывается различным. Однако поскольку терригенное ОВ представляет собой остаток наиболее устойчивых органических соединений, то и содержание алканов в его составе не должно заметно изменяться в процессе диагенеза. Таким образом, зная концентрацию длинноцепочечных алканов С2340 или нечетных C25-C31 в терригенном ОВ и приняв ее за 100%, можно оценивать долю терригенного ОВ в осадках смешенного генезиса по уменьшению концентрации длинноцепочечных алканов в общем ОВ [Stein & MacDonald, 2004]. К сожалению, содержание длинноцепочечных алканов в ОВ терригенных осадков от района к району меняется. Например, в эстуариях рек Енисей и Обь содержание C25-C31 составляло 0.037%, в море Лаптевых вблизи р. Анабар 0.063%, у р. Оленек -0.088%, у р. Лена - 0.083%, у р. Яна - 0.107% [Stein & Fahl, 2004], в Восточно-Сибирском море - 0.15% от Сорг [Petrova et al., 2004].

Рисунок 15

На рис. 15 представлены результаты упрощенной оценки доли терригенного ОВ, приняв средние значения C/Nтер δ13Смор и состав алканов в терригенных осадках для исследованной акватории. Величины этих усредненных параметров были выбраны из условий оптимальной согласованности определения доли терригенного ОВ по отдельным индикаторам. Для расчетов использовались следующие параметры: C/Nмоp = 6, C/Nтер = 13.1, δ13Cмоp = -22‰, δ13Стер = -28‰, содержание С2531 в терригенных осадках - 0.115% от Сорг.

Согласно произведенным оценкам, в большей части моря доля терригенного ОВ в верхнем слое донных осадков превышает 50% общего ОВ (рис. 16). Наибольшее накопление терригенного ОВ наблюдается в прибрежной части моря, где его поступление определяется продуктами термической и волновой абразии. Необходимо учитывать и вынос ОВ из водосборов нижнего течения рек Индигирки и Колымы, где дренируются многолетнемерзлые породы. Следует учитывать то обстоятельство, что в экспонирующихся на осушках продуктах термоабразии содержание Сорг примерно на порядок ниже (0.3-1.6%) по сравнению с законсервированными мерзлотой многолетнемерзлыми породами термоабразионных побережий, где средняя величина Сорг составляет 8% [Дударев и др., 2003; Семилетов, 1999].

Рисунок 16

Наибольший вклад OB морского генезиса в накопление ОВ в донных осадках отмечается в восточной части Восточно-Сибирского моря, подверженной влиянию тихоокеанских вод, играющих важную роль в поступлении биогенных элементов.

 

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Анализ химического состава органического вещества верхнего слоя донных осадков Восточно-Сибирского моря: C/N отношения, δ13С, δ15N, состава н-алканов свидетельствует о его смешанном планктоногенно-терригенном генезисе с преобладанием терригенной компоненты.

Количественная оценка доли терригенной компоненты ОВ в донных осадках по любому из перечисленных индикаторов генезиса ОВ встречает трудности вследствие изменчивости характеристик чисто терригенного и чисто морского ОВ по районам исследования. Согласование меж собой оценок доли терригенного ОВ по отдельным индикатором генезиса позволяет по методу наименьших квадратов подобрать наиболее вероятные C/Nтер, δ13Смор и (С25 - С31)тер и в результате получить более надежные оценки доли терригенного ОВ в ОВ донных осадков.

Доля терригенного ОВ в органическом веществе верхнего слоя донных осадков Восточно-Сибирского моря в районах, освобождающихся летом ото льда, составляет от 15 до 95% при средней величине по акватории 62%. Наибольшие значения (>80%) встречаются в районах впадения рек Индигирки и Колымы, наименьшие - в восточной части моря, у пролива Лонга, подверженной влиянию беринговоморских вод.

О важной роли терригенного ОВ в биогеохимическом режиме и процессах седиментации в Восточно-Сибирском море свидетельствует ранее сделанный вывод [Дударев и др., 2006; Semiletov et al., 2005], полученный на основе независимого расчета доли терригенного ОВ только по изотопным данным. На основе расчета доли терригенного ОВ было показано, что его величина в шельфовых осадках колеблется в пределах 52-100%, от 100-81% на западном шельфе до 70-28% на восточном. Было установлено, что выявленный тренд пространственной изменчивости состава ОВ связан с ослаблением влияния терригенного источника Сорг к проливу Лонга с одновременным усилением роли морского планктона.

Проведенная комплексная оценка доли терригенного углерода в осадках позволила оценить средние величины индикаторов автохтонного и аллохтонного ОВ в Восточно-Сибирском море. Отношение C/Nтер оказалось относительно небольшим (13.1). Оцененный средний изотопный состав автохтонного углерода δ13Смор = -22‰ укладывается в средний интервал δ13Смор = -21-23‰ для арктического бассейна.

По предварительным оценкам поток взвешенного органического углерода в Восточно-Сибирское море с суши (2.6 млн. т Сорг/год) составляет около 17% автохтонной (морской) продукции [Vetrov & Romankevich, 2004], тем не менее, состав донных осадков определяется преимущественно терригенными поступлениями, содержащими в своем составе древнее и устойчивое ОВ.

Работа выполнена при финансовой поддержке ФЦП "Мировой океан" подпрограммы "Исследование природы Мирового океана", грант Минобрнауки, проект 5 "Комплексные исследования процессов, характеристик и ресурсов арктических морей России и Северного Ледовитого океана"; Российского фонда фундаментальных исследований (проекты № 06-05-64051, 02-05-65258а, 04-05-79162, 04-05-64819а); гранта Президента России по Поддержке ведущих научных школ (НШ-5329.2006.5). Основные средства на проведение морской экспедиции ТОИ и МАНЦ в Восточно-Сибирское море были получены по Программе фундаментальных исследований Президиума ДВО РАН № 04-1-07-012, по Программе Президиума РАН № 13 (направление 7).

Исследование изменений в Восточно-Сибирском море под действием климатических изменений и катастрофических процессов), при поддержке Международного Арктического центра Университета Аляска Фэрбанкс (International Arctic Research Center / University Alaska Fairbanks, IARC UAF) в рамках проектов кооперативного договора с HOAA (NOAA NA 17RJ1224) и Национальным Научным Фондом США (ОРР-0327664).

 

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Дударев О.В., Семилетов И.П., Чаркии А.Н., Боцул А.И. Седиментационные обстановки на приконтинентальном шельфе Восточно-Сибирского моря // ДАН. 2006. Т. 409. № 6. С. 822-827.

2. Vetrov A.A., Romankevich E.A. Carbon Cycle in the Russian Arctic Seas . Berlin : Springer. 2004. 331 p.

3. Sakshaug E. Primary and secondary productivity in the Arctic Seas / In: The Organic Carbon Cycle in the Arctic Ocean (Eds. R. Stein and R.W. Macdonald, Berlin : Springer. 2004. P. 57-81.

4. Guo L., Tanaka N., Schell D.M., Santschi P.H. Nitrogen and carbon isotopic composition of high-molecular-weight dissolved organic matter in marine environments // Mar. Ecol. Prog. Ser. 2003. V. 252. P. 51-60.

5. Пересыпкин В.И., Леин А.Ю., Богданов Ю.А., Бортников Н.С. Липиды в гидротермальных образованиях в районе 14°45' с.ш. и 29°с.ш. Срединно-Атлантического хребта // Океанология. 1999. Т. 39. № 2. С. 258-269.

6. Пересыпкин В.И., Александров А.В. Поступление и особенности распределения алкано-нафтеновых углеводородов в донных осадках Кандалакшского залива Белого моря // Океанология. 1996. Т. 36. № 5. С. 727-734.

7. Валпетер А.П. Характерные формы рельефа прибрежного шельфа Восточно-Сибирского моря и их значение для палеогеографических реконструкций. Геоморфология и палеогеография шельфа. М.: Наука, 1978. С. 134-139.

8. Дударев О.В., Боцул А.И., Семилетов И.П., Чаркин А.Н. Современное осадкообразование в прибрежно-шельфовой криолитозоне пролива Дмитрия Лаптева (Восточно-Сибирское море) / Тихоокеанская геология. 2003. Т. 22. № 1. С. 51-60.

9. Кошелева В.А., Яшин Д.С. Донные осадки арктических морей России. СПб.: ВНИИОкеангеология. 1999. 286 с.

10. Романкевич Е.А., Ветров А.А. Цикл углерода в арктических морях России. М.: Наука, 2001. 302 с.

11. Petrova V.I., Batova G.J., Zinchenko A.G. et al. The East Siberian Sea : distribution, sources, and burial of organic carbon. In: The Organic Carbon Cycle in the Arctic Ocean (Eds. R. Stein and R.W. Macdonald). Berlin : Springer. 2004. P. 204-212.

12. Семилетов И.П. Разрушение мерзлых пород побережья как важный фактор биогеохимии шельфовых вод Арктики // Доклады Академии наук. 1999. Т. 368. № 5. С. 679-682.

13. Галимов Э.М. Геохимия стабильных изотопов углерода. М.: Недра, 1968. 224 с.

14. Semiletov I. , Dudarev О., Luchin V. et al. The East-Siberian Sea as a transition zone between the Pacific origin water and local shelf water // Geophysical Research Letters. 2005. V. 32. L10614. doi:10.1029/2005GL022490.

15. Романкевич Е.А., Данюшевская A.M., Беляева А.Н., Русанов В.П. Биогеохимия органического вещества арктических морей. М: Наука, 1982. 240 с.

16. Данюшевская А.И., Петрова В.И., Яшин Д.С. и др. Органическое вещество донных отложений полярных зон Мирового океана. Л.: Недра, 1990. 280 с.

17. Bordowskiy O.K. Sources of organic matter in marine basins // Mar. Geol. 1965. V. 3. P. 5-31.

18. Stein R., Macdonald R.W. (Eds.) The Organic Carbon Cycle in the Arctic Ocean . Berlin : Springer. 2004.363 p.

19. Ивлев А.А. О механизме появления изотопных эффектов углерода при фотосинтетической ассимиляции СO2 // Физиология растений. 1984. Т. 31. Вып. 4. С. 765-776.

20. Kodina L.A. Carbon isotope composition of phytoplankton in the Yenisei river-estuary-open sea system and the application of isotopic approach for evaluation of phytoplankton contribution to the Yenisei РОС load // Ber. zur Polar- und Meeresforschung. 2002. № 419. P. 143-150.

21. Rau G.H., Sweeney R.E., Kaplan I.R. Plankton 13C:12C ration changes with latitude: differences between northern and southern oceans // Deep-Sea Research. 1982. V. 29. P. 1035-1039.

22. Laws E.A., Popp B.N., Bidigare R.R. et al. Dependence of phytoplankton carbon isotopic composition on growth rate and [CO2]aq: Theoretical considerations and experimental results // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1995. V. 59. № 6. P. 1131-1138.

23. Rau G.H., Riebesell U. , Wolf-Gladrow D. CO2(aq)-de-pendent photosynthetic 13C fractionation in the ocean: a model versus measurements. // Global Bioseochemical Cycles. 1997. V. 11. P. 267-278.

24. Семилетов И.П., Тищенко П.Я., Хриапенсен Дж. Пи др. О карбонатной системе Чукотского моря // Доклады Академии наук. 1999. Т. 364. № 3. С. 382-386.

25. Pipko I.P., Semiletov I.P., Tishchenko, P.Ya. et al. Carbonate chemistry dynamics in Bering Strait and the Chukchi Sea I // Progress in Oceanography. 2002. V. 55. № 1/2. P. 77-94.

26. Walsh J.J., McRoy С.Р., Coachman L.K. et al. Carbon and nitrogen cycling within the Bering / Chukchi seas: source regions for organic matter effecting AOU demands of the Arctic Ocean // Prog Oceanogr. 1989. V. 22. P. 277-359.

27. Naidu A.S., Cooper L.W., Finey B.P. et al. Organic carbon isotope ratios (δ13C) of Arctic Amerasian Continental shelf sediments // International Journal of Earth Sciences. 2000. V. 89. № 3. P. 522-532.

28. Stein R., Fahl K. The Laptev Sea: distribution, sources, and burial of organic carbon / In: The Organic Carbon Cycle in the Arctic Ocean (Eds. R. Stein and R.W. Macdonald). Berlin : Springer. 2004. P. 213-237.

 

Ссылка на статью:

Ветров А.А., Семилетов И.П., Дударев О.В., Пересыпкин В.И., Чаркин А.Н. Исследование состава и генезиса органического вещества донных осадков Восточно-Сибирского моря // Геохимия, 2008, № 2, с. 183-195.

 



 



eXTReMe Tracker


Flag Counter

Яндекс.Метрика

Hosted by uCoz