К ИСТОРИИ ГОЛОЦЕНОВОЙ СЕДИМЕНТАЦИИ В ВОСТОЧНОЙ ЧАСТИ КАРСКОГО МОРЯ

М.А. Левитан*, М. Арнольд**, М.В. Буртман*, Е.В. Иванова*, М.М. Марина*

Скачать *pdf

УДК 551.35:551.794(268.52)

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

** LSCE CNRS-CEA, Жиф-сюр-Иветт, Франция

 

 

Исследована колонка донных осадков длиной около 8 метров , расположенная в восточной части Карского моря у входа в пролив Вилькицкого. По четырем радиоуглеродным датировкам, выполненным методом ускорительной масс-спектрометрии, построена возрастная модель. К модели привязаны результаты гранулометрического, химического, минералогического и фораминиферового анализов. Осуществлена палеоокеанологическая интерпретация полученных данных совместно с палеоклиматическими материалами по рядом расположенному острову Большевик.


 

Позднечетвертичная история Карского моря продолжает оставаться предметом острой дискуссии. С одной стороны, М.Г. Гроссвальд по-прежнему отстаивает идею о существовании в валдайское время гигантского ледникового купола с центром в Карском море [Grosswald, 1998]. С другой стороны, А.А. Величко [Velichko et al., 1997] и Ю.А. Павлидис [Павлидис и др., 1998] предполагают, что подавляющая часть площади этого бассейна вообще не испытывала оледенения в валдае. Морская голоценовая история также вызывает много вопросов, например, о причинах диахронности климатического оптимума на суше и на море [Полякова, 1997], об эволюции поставки осадочного материала крупнейшими реками Сибири Обью и Енисеем, и т.д.

Существенно терригенный характер рассеянного органического вещества донных осадков [Романкевич и др., 1982] затрудняет применение радиоуглеродного анализа в соответствующей модификации для датирования, а биогенного СаСО3 в морских осадках, как правило, слишком мало для традиционных методов радиоуглеродного датирования, применяемых в России. В большинстве случаев создание надежной возрастной модели для конца плейстоцена-голоцена возможно только на основе результатов радиоуглеродного анализа методом ускорительной масс-спектроскопии, что для Карского моря, в частности, было продемонстрировано для района желоба Святой Анны [Hald et al., 1999; Polyak et al., 1997]. Пока таких данных очень мало, поэтому материалы, полученные при современном комплексном исследовании даже одной колонки, представляют несомненный интерес.

 

ФАКТИЧЕСКИЙ МАТЕРИАЛ, МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

В ходе арктической экспедиции немецкого исследовательского судна «Поларштерн» в 1995 г ., в которой участвовала М.В. Буртман, на востоке Карского моря у входа в пролив Вилькицкого с помощью ударной трубки большого диаметра была поднята колонка донных осадков PS2718 (координаты 77°31.5' с.ш., 97°04.4' в.д.; глубина моря 153 м ) длиной около 8 метров [Rachor, 1997]. К сожалению, из-за технических проблем верхний метр осадков был утерян, и для изучения верхней части разреза мы использовали осадки, взятые на этой станции бокс-корером (длина керна около 50 см ).

Литологическое описание осадочного разреза было выполнено в рейсе Р. Штайном, а данные по физическим свойствами получены там же Ф. Ниссеном [Rachor, 1997]. Гранулометрический анализ по методике Петелина [1967] был осуществлен в Аналитической лаборатории ИО РАН под руководством В.П. Казаковой, выделение фракции более 0.1 мм для изучения фораминифер и моллюсков проведено М.А. Левитаном, фораминиферовый анализ - Е.В. Ивановой, анализ тяжелых минералов во фракции 0.05- 0.1 мм по методике, описанной в [Behrends et al., 1996] М.В. Буртман. Содержание Сорг и СаСО3 во фракции менее 0.1 мм определялось М.М. Мариной по методике, описанной ранее [Марина и др., 1985]. Радиоуглеродный анализ раковин двустворчатых моллюсков методом ускорительной масс-спектрометрии выполнен в Жиф-сюр-Иветт (Франция) М. Арнольдом. К сожалению, крайне низкое содержание и весьма неравномерное распределение по разрезу раковин секреционных бентосных фораминифер не позволили осуществить в них анализ изотопов кислорода и углерода.

 

УСЛОВИЯ СОВРЕМЕННОЙ СЕДИМЕНТАЦИИ, ПОЛУЧЕННЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ

Рассматриваемая колонка донных осадков расположена в шельфовой впадине, чей генезис связан с выражением в рельефе западного окончания разлома Вилькицкого [Тектоническая…, 1998]. Непосредственно к северо-востоку от этой впадины находится остров Большевик, входящий в архипелаг островов Северной Земли. Остров сложен толщей протерозойских черных сланцев, прорванной небольшим интрузивным телом палеозойских гранитоидов [Геология…, 1970]. Коренные породы перекрыты прерывистым покровом четвертичных отложений различного генезиса, причем наиболее древние из них начали формироваться около 500 тыс. лет назад [Большиянов и Макеев, 1995]. В центральной части острова расположен ледник Ленинградский.

Представляется, что о. Большевик является одним из источников осадочного материала для рассматриваемого района. Кроме того, отмеченный ранее в литературе [Марецкий, 1985] генеральный северо-восточный перенос осадочного вещества в восточной половине Карского моря способствует поставке в исследуемый бассейн твердого стока р. Енисея. Наконец, следует упомянуть и о возможной роли Таймыра как поставщика осадочного материала. Вероятно, другие источники осадочного вещества играют второстепенную роль.

С литологической точки зрения вскрытый разрез представляет собой однородную толщу темно-серых и черных терригенных пелитовых илов с рассеянными по колонке диагенетическими скоплениями гидротроилита и единичными раковинами двустворчатых моллюсков размером 3- 7 мм (гор. 120, 250, 400 см ), более многочисленными в гор. 713- 757 см (рис. 1). Во фракции более 0.1 мм в гор. 750 см отмечены фрагменты мелководных бентических водорослей. Вниз по колонке наблюдается постепенное равномерное уплотнение донных осадков (от 0 до 750 см плотность натурального осадка меняется от 1.4 до 1.6 г/см3). Ниже вплоть до забоя происходит скачкообразное увеличение плотности до 1.7 г/см3 (рис. 1).

Рисунок 1

Гранулометрический состав исследованных отложений (по результатам анализа 39 образцов) весьма однороден. Содержание гравийной фракции, как правило, не превышает 0.1% (максимум отмечен в гор. 610 см - 0.46%). Суммарное содержание песчаных фракций (0.1- 1.0 мм ) обычно не достигает 1%, и лишь в самой нижней части разреза (ниже 750 см ) составляет 1.5-2.4%. Сумма алевритовых фракций (0.01- 0.1 мм ) колеблется от 2 до 5%. Следовательно, в составе донных осадков абсолютно преобладают (более 90%) пелитовые фракции. Для гранулометрического состава всех образцов характерны одновершинные гистограммы с максимумом во фракции менее 0.001 мм .

При более подробном рассмотрении распределения суммарных содержаний песчаных и алевритовых фракций по разрезу (рис. 1) можно выделить несколько горизонтов. Так, по распределению песчаных частиц намечаются следующие горизонты (сверху вниз): 0- 50 см (с возрастанием концентраций вниз по разрезу), 50- 275 см (со снижением и сильной изменчивостью концентраций), 275- 700 см (со стабильным содержанием песка), 700- 780 см (с заметным быстрым возрастанием концентраций вниз по разрезу). Аналогичный анализ распределения алеврита позволяет выделить следующие горизонты (вниз по разрезу): 0- 50 см (слабое общее возрастание концентраций), 50- 550 см (сильная изменчивость содержаний на фоне некоторой средней величины), 550- 675 см (снижение концентраций), 675- 780 см (заметное быстрое возрастание содержания алеврита вниз по разрезу). Таким образом, выявлена как синхронность поведения песчаных и алевритовых частиц в некоторые периоды геологической истории, так и их относительная независимость, видимо, обусловленная действием отличавшихся седиментационных механизмов в другие периоды времени. При этом в целом сходство выражено сильнее, чем различия.

Возникает закономерный вопрос: в какой степени описанные особенности изменения гранулометрического состава донных осадков обусловлены присутствием биогенных компонентов? Изучение мазков показало, что влияние диатомовых водорослей пренебрежимо мало. Биогенный карбонат кальция представлен редкими раковинами бентосных фораминифер и раковинами двустворчатых моллюсков (целыми и детритом). В обоих случаях форменные остатки имеют размеры, превышающие верхний предел пелитовых фракций. Однако чрезвычайно низкая карбонатность и отмеченное выше распределение раковин моллюсков свидетельствует о том, что в целом значение биогенного СаСО3 в образовании песчано-алевритовых фракций весьма невелико. Оно повышается лишь для горизонта от забоя до примерно 700 см .

На рис. 1 показано распределение СаСО3 и Сорг во фракции менее 0.1 мм . Среднее содержание карбоната кальция здесь составляет около 1% и никак не связано с распределением алевритово-песчаных фракций, что вполне естественно. Особенности распределения Сорг, напротив, весьма характерны. Обращает на себя внимание высокое содержание органического вещества в поверхностном слое осадков (до 1.08% Сорг), падающее почти вдвое уже на уровне 20 см (видимо, за счет диагенеза). Вниз по разрезу вплоть до 650 см наблюдается последовательное возрастание концентраций, достигающее величины 1.1%. Ниже происходит сначала постепенное (до 750 см ), а затем и более резкое падение содержаний Сорг. Нетрудно заметить, что тренды распределения Сорг, с одной стороны, и песчано-алевритовых фракций, с другой, в горизонте 780- 750 см носят противоположный характер, что обусловлено приуроченностью органического вещества именно к пелитовым фракциям. Выше по разрезу эта закономерность выражена слабее.

Среди тяжелых минералов в колонке доминирует комплекс эпидот - черные рудные - клинопироксены (рис. 2). В горизонтах 140-200 и 680- 730 см наблюдается обогащение обыкновенной роговой обманкой. Сверху вниз до 570 см строение комплекса тяжелых минералов более или менее однообразно, а ниже - содержание эпидота заметно уменьшается и клинопироксен / эпидотовое отношение сильно возрастает. Ранее было показано, что для современных донных осадков восточной части Карского моря характерно повышенное содержание клинопироксенов и высокое клинопироксен / эпидотовое отношение за счет размыва пермь-триасовых траппов Западной Сибири и Таймыра [Levitan et al., 1996]. Поэтому можно предположить, что отмеченные выше особенности минерального состава горизонта ниже 570 см обусловлены усиленным выносом осадочного материала Енисеем и, частично, увеличением эрозии Таймыра. Эпизоды обогащения роговой обманкой, вероятно, можно объяснить вовлечением в размыв и поставку осадочного вещества гранитоидов о. Большевик.

Рисунок 2

Как известно, данные по магнитной восприимчивости несут информацию о содержании ферромагнитных минералов в донных осадках. В исследованной колонке наблюдается довольно плавное возрастание величины магнитной восприимчивости от 50 х 10-5 ед. СИ на 100 см до 60 х 10-5 ед. СИ на 750 см . Ниже происходит резкое увеличение рассматриваемого параметра до 80 х 10-5 ед. СИ (рис. 1). Для поверхностного слоя осадков восточной части Карского моря и западной части моря Лаптевых в литературе отмечалось пространственное совпадение повышенных значений магнитной восприимчивости и содержаний моноклинных пироксенов, что было проинтерпретировано как результат усиленного речного выноса как клинопироксенов, так и магнетита [Nissen & Weiel, 1996].

По результатам фораминиферового анализа колонку удалось расчленить на следующие горизонты (сверху вниз): 0-400, 400-740 и 740- 780 см . В верхнем горизонте наблюдается весьма низкая численность бентосных секреционных фораминифер (за исключением одного образца с глубины 340 см ). Скорее всего, это явление обусловлено сильным их растворением, столь типичным и для современных осадков региона [Hald & Steinsund, 1996]. В гор. 400- 740 см раковины бентосных фораминифер довольно многочисленны за исключением нескольких проб, где они встречаются единично (460 и 550 см ). Комплексы представлены 10-19 секреционными и 1-3 агглютинирующими видами в каждом образце. Здесь доминирует Cassidulina reniforme Norvang. Постоянно в заметных количествах присутствуют Elphidium clavatum Cushman, Islandiella norcrossi (Cushman), Buccella frigida (Cushman), Haynesina orbiculare (Brady), реже - Elphidium bartletti (Cushman) и Pyrgo williamsoni (Sylvestri). В гор. 740- 780 см резко доминирует Е. clavatum. Довольно многочисленны также С. reniforme, H. orbiculare и P. williamsoni.

С. reniforme, I. norcrossi и В. frigida известны как типичные низкоарктические, относительно мелководные виды, обитающие на дне сезонно покрытых льдами арктических акваторий, а Е. clavatum выдерживает и стрессовые условия, в частности, в районах выхода к морю ледников [Корсун и др., 1994; Polyak & Solheim, 1994]. Н. orbiculare и Е. barttletti указывают на пониженную соленость придонных вод.

Нам удалось датировать четыре образца раковин двустворчатых моллюсков, расположенных в исследованной колонке на глубинах 120, 250, 400 и 750 см (таблица). В этой же таблице дан их скорректированный возраст (с использованием 440 лет как возраста резервуара [Hald et al., 1999]), приведены рассчитанные скорости седиментации и абсолютные массы накопления осадочного материала. При этом для расчета абсолютных масс использовались установленные соотношения между влажностью и плотностью натурального осадка для Карского моря [Hald et al., 1999].

Таблица

Анализ таблицы приводит к следующим выводам: нижняя часть колонки (от забоя до 750 см ) сформировалась до голоцена, видимо, в самом конце плейстоцена (конце позднего дриаса); мощность голоценовых отложений составляет 750 см ; в течение голоцена происходило уменьшение скоростей седиментации и абсолютных масс накопления осадочного материала. По радиоуглеродным датировкам нами построена возрастная модель (рис. 3), которая использована в следующей части статьи. Анализ модели позволяет предположить, что заметные уменьшения скоростей седиментации происходили, возможно, на уровне 10 тыс. лет и - более достоверно - на уровне 5.25 тыс. лет назад.

Рисунок 3

 

ОБСУЖДЕНИЕ ПОЛУЧЕННЫХ РЕЗУЛЬТАТОВ

Представляется целесообразной интерпретация полученных данных совместно с результатами эволюции природной среды о. Большевик [Большиянов и Макеев, 1995]. Здесь зафиксировано локальное разрастание ледников, которое началось 18-19 т. л.н. Его максимум пришелся на 13-15 т. л.н. Судя по находкам торфов и остатков мамонтов возрастом 11.5 т. л. н. около края современного ледника, в это время разрастание ледника прекратилось. Однако подъем уровня моря с минимальных отметок -100- 120 м ниже современных значений - начался еще 16 т. л.н. Очевидно, что перед началом голоцена (10.2-10.0 т. л.н.) в изученном районе шельфа существовали морские условия. Интересно, что и в более западных районах Карского моря осадки конца плейстоцена также являются более грубозернистыми, чем в голоцене [Левитан и др., 1994].

Вероятно, при этом уровень моря был заметно ниже, глубина не превышала 20- 30 м , береговая линия располагалась заметно ближе к впадине шельфа, в бассейн поступали талые ледниковые воды и роль речного привноса (Енисеем?) была наиболее значительной за весь изученный отрезок времени. Скорости седиментации и интенсивность накопления осадочного материала, видимо, также были максимальными.

В начале голоцена (10.0-8.8 т. л.н.) на о. Большевик зафиксирован климатический оптимум: существовала кустарниковая тундра, средняя летняя температура была выше современной на 4-6°С, активно формировались озера и болота в связи с деградацией ледника и развитием термокарста. Происходило быстрое повышение уровня моря и, в связи с этим, замедление скорости седиментации.

На шельфе в это время существовали несколько менее суровые условия обитания бентосных фораминифер, чья фауна была довольно обильной и отражала присутствие сезонного ледового покрова. Важно отметить, что именно с окончанием климатического оптимума на суше связано ощутимое уменьшение привноса осадочного материала сибирскими реками, если судить по комплексам тяжелых минералов. К этому же рубежу также стабилизируется поступление в осадки алеврита. Следует указать, что усилившаяся поставка осадочного материала в долины о. Большевик, обусловленная таянием ледников, и зафиксированная также в осадках увеличением концентрации роговой обманки, не смогла увеличить скорость шельфовой седиментации. Причиной этого явления, на наш взгляд, является более важная роль подъема базиса эрозии, способствовавшего итоговому уменьшению интенсивности морского осадконакопления.

Последовавший затем на острове эпизод похолодания и разрастания оледенения (8.8-около 4 т. л.н.) во время пессимума совпал с заметным уменьшением скоростей седиментации (5.25 тыс. лет назад) и почти тотальным растворением секреционных бентосных фораминифер (6.9 т. л. н.) в шельфовых осадках. Причиной последнего, вероятно, являются изменения в карбонатной системе морской воды, в частности, изменения величины рН и содержания бикарбонат-иона в придонной воде. Есть основания считать, что одновременно несколько возросла соленость придонного слоя. Несмотря на последовавшие слабые флуктуации климата на острове, гидрохимическая структура морской воды принципиально уже не менялась. Сопоставление результатов фораминиферового анализа и распределения органического углерода по колонке убедительно свидетельствует, что в данном случае минерализация органического вещества в диагенезе не является основным фактором, ответственным за растворение биогенного СаСО3.

Как и в предыдущем эпизоде, новое обогащение осадков роговой обманкой (4.9-3.4 т. л. н.) опять совпало с относительным потеплением и усилением эрозии на о. Большевик. Уменьшение суммарных концентраций и алевритовых, и песчаных фракций, происшедшее около 1.5 т. л.н. и продолжающееся вплоть до настоящего времени, достаточно четко может быть связано с подъемом уровня моря на 6 м , начавшимся 1.5-0.9 т. л.н. [Большиянов и Макеев, 1995].

Представляется, что совокупность имеющихся данных по тяжелым минералам, магнитной восприимчивости и Сорг позволяет (с некоторыми оговорками) предположить, что для исследованного района именно материал речных выносов Енисея играл главную роль в морской седиментации самого конца плейстоцена-голоцена, причем их относительное значение было гораздо выше в позднем дриасе-раннем голоцене. Еще предстоит определить, что было важнее для четко зафиксированного уменьшения скорости седиментации в голоцене: изменения природной среды на водосборе Енисея или глобальный подъем уровня моря [Fairbanks, 1989]? Мы склоняемся ко второй версии, т.к. идентичная эволюция скоростей седиментации была, например, зафиксирована на северо-западе Карского моря [Hald et al., 1999], на шельфе Берингова моря [Марина и др., 1985], на плато Ермак [Levitan et al., 1998], на шельфе Канадской Арктики [Aitken & Bell, 1998] и в других регионах.

 

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Таким образом, в истории голоценового осадконакопления в исследованном районе Карского моря мы наблюдаем сочетание двух основных тенденций: глобальной и региональной. Глобальная тенденция представлена, главным образом, трендом неравномерного повышения уровня моря в послеледниковое время. О нем мы судим, в основном, по убыванию скоростей седиментации, абсолютных масс осадочного материала и поведению суммы алевритовых фракций в донных осадках голоцена.

Региональная тенденция представлена, прежде всего, особенностями изменения вещественного состава морских осадков, отразившими вариации относительного значения различных источников осадочного материала и, в частности, убывание относительного вклада речных выносов Енисея в течение голоцена. При этом даже в современную эпоху для изученного района характерно преобладание материала речных выносов в составе донных осадков.

М.В. Буртман искренне признательна руководству Института полярных и морских исследований им. Альфреда Вегенера (Бремерхафен, Германия) за приглашение участвовать в упомянутом рейсе НИС «Поларштерн». Помощь немецких коллег во главе с А. Рахором и Р. Штайном при сборе материала была весьма полезной. Мы благодарны также Ж.-К. Дюплесси за содействие в проведении радиоуглеродных анализов. Статья выполнена при финансовой поддержке РФФИ-НЦНИ (проект № 98-05-22029).

 

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Болъшиянов Д.Ю., Макеев В.А. Северная Земля. История природной среды и оледенения. С-Пб.: Гидрометеоиздат, 1995. 240 с.

2. Геология СССР. Т. 26. Острова Советской Арктики. М.: Недра, 1970. 547 с.

3. Дунаев Н.Н., Левитан М.А., Купцов В.М. Физические свойства донных осадков Карского моря // Океанология. 1995. Т. 35. № 6. С. 916-923.

4. Корсун С.Ф., Погодина И.А., Тарасов Г.А., Матишов Г.Г. Фораминиферы Баренцева моря. Апатиты: изд. КНЦ РАН, 1994. 136 с.

5. Левитан М.А., Хусид Т.А., Купцов В.М. и др. Типы разрезов верхнечетвертичных отложений Карского моря // Океанология. 1994. Т. 34. № 5. С. 776-788.

6. Марина М.М., Левитан М.А., Люцарев С.В. История накопления органического углерода в голоценовых отложениях северо-западного шельфа Берингова моря // Океанология. 1985. Т. 25. № 4. С. 602-609.

7. Морецкий В.Н. Распространение и динамика распресненных вод в Карском море // Тр. ААНИИ. 1985. Вып. 389. С. 33-39.

8. Павлидис Ю.А., Ионин А.С., Щербаков Ф.А. и др. Арктический шельф. Позднечетвертичная история как основа прогноза развития. М.: ГЕОС, 1998.187 с.

9. Петелин В.П. Гранулометрический анализ морских донных осадков. М.: Наука, 1967. 128 с.

10. Полякова Е.И. Арктические моря Евразии в позднем кайнозое. М.: Научный мир, 1997. 146 с.

11. Романкевич Е.А., Данюшевская А.И., Беляева А.Н. Биогеохимия органического вещества арктических морей. М.: Наука, 1982. 240 с.

12. Тектоническая карта морей Карского и Лаптевых и севера Сибири / Ред. Богданов Н.А., Хаин В.Е. М.: Картография, 1998.

13. Aitken A.E., Bell T.J. Holocene glacimarine sedimentation and macrofossil paleoecology in the Canadian High Arctic: environmental controls // Mar. Geol. 1998. V. 145. P. 151-171.

14. Behrends M., Peregovich В., Stein R. Terrigenous sediment supply into the Arctic Ocean: heavy-mineral distribution in the Laptev Sea // Ber. Polarforsch. 1996. № 212. P. 37-42.

15. Fairbanks R.G. A 17000-year glacio-eustatic sea level record: influence of glacial melting rates on the Younger Dryas event and deep-ocean circulation // Nature. 1989. V. 298. P. 841-844.

16. Grosswald M.G. Late-Weichselian ice sheets in Arctic and Pacific Siberia // Quatern. Internat. 1998. V. 45/46. P. 3-18.

17. Hald M., Steinsund P.I. Benthic foraminifera and carbonate dissolution in surface sediments of the Barents and Kara Seas // Ber. Polarforsch. 1996. № 212. P. 285-307.

18. Hald M., Kolstad V., Polyak L. et al. Late-glacial and Holocene paleoceanography and sedimentary environments in the St. Anna Trough, Eurasian Arctic margin // Palaeogeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol. 1999. V. 146. P. 229-249.

19. Levitan M.A., Dekov V.M., Gorbunova Z.N. et al. The Kara Sea : A reflection of modern environment in grain size, mineralogy, and chemical composition of the surface layer of bottom sediments // Ber. Polarforsch. 1996. № 212. P. 58-80.

20. Levitan M.A., Mityaev M.M., Stein R., Nissen F. Holocene sedimentation rates of the Yermak Plateau // 6th Zonenshain Conf. Plate Tectonics. Progr. & Abstr. M.: IO RAS, 1998. P. 72.

21. Nissen F., Weiel D. Distribution of magnetic susceptibility on the Eurasian shelf and continental slope - implications for source area of magnetic minerals // Ber. Polarforsch. 1996. № 212. P. 81-88.

22. Polyak L., Solheim A. Late- and postglacial environments in the northern Barents Sea west of Franz-Josef Land // Polar Res. 1994. V. 13. № 2. P. 197-207.

23. Polyak L., Forman S.L., Herlihy F.A. et al. Late Weichselian deglacial history of the Svyataya (Saint) Anna Trough, northern Kara Sea , Arctic Russia // Mar. Geol. 1997. V. 143. P. 169-188.

24. Rachor E. (Ed.) Scientific cruise report of the Arctic expedition ARK-XI/1 of RV "Polarstern" in 1995 // Ber. Polarforsch. 1997. № 226. 157 p.

25. Velichko A.A., Kononov Yu.M., Faustova M.A. The last glaciation of Earth: size and volume of ice-sheets // Quatern. Intern. 1997. V. 41/42. № 43-51.

 


On Holocene Sedimentation History in the Eastern Kara Sea

M.A. Levitan, M. Arnold, M.V. Bourtman, E.V. Ivanova, M.M. Marina

A sedimentation core with a length of 8 m has been studied. It was sampled in the eastern Kara Sea near the entrance in the Vilkitsky Strait . We have constructed the age model based on four AMS C-14 data. All results of grain size, chemical, mineralogical and foraminiferal analyses are linked with the model. Paleoceanographic interpretation of all these data together with the paleoclimate data on Bol'shevik Island has been developed.

 

 

Ссылка на статью:

Левитан М.А., Арнольд М., Буртман М.В., Иванова Е.В., Марина М.М. К истории голоценовой седиментации в восточной части Карского моря // Океанология, 2000, том 40, № 4, с. 614-620.

 



 



eXTReMe Tracker


Flag Counter

Яндекс.Метрика

Hosted by uCoz