CC BY
115
Вестник ДВО РАН. 2011. № 2
УДК 551.583.7:7551.461.8(265.3)
Ю.П.ВАСИЛЕНКО, С.А.ГОРБАРЕНКО, Ц.ЦЗОУ
Ледяной покров Охотского моря в позднеплейстоценовом оледенении и голоцене
По содержанию материала ледового разноса в донных осадках 15 колонок с установленной хроностратиграфией проведена площадная реконструкция ледяного покрова Охотского моря для пяти временных срезов, охватывающих последние 74 тыс. лет. Показано, что характер дрейфа морского льда во время холодных изотопно-кислородных стадий существенно отличался от такового в голоцене (изотопнокислородная стадия 1), а площадь распространения и объем льда во время холодных изотопно-кислородных стадий значительно превосходили таковые во время голоцена и были наибольшими во время последнего максимума оледенения (изотопно-кислородная стадия 2). На ледовый режим Охотского моря, вероятно, влияло изменение атмосферной циркуляции Азиатско-Тихоокеанского региона, связанное с глобальной перестройкой климата.
Ключевые слова: скорость аккумуляции материала ледового разноса, реконструкция ледяного покрова, Охотское море.
Ice cover changes of the Sea of Okhotsk during Late Pleistocene Glaciation and Holocene. Yu.P.VASILENKO,
S.A.GORBARENKO (V.I.Il’ichev Pacific Oceanological Institute, FEB RAS, Vladivostok), J.ZOU (First Institute of Oceanography, State Oceanic Administration, Qingdao, China).
Spatial extension of sea ice in the Sea of Okhotsk for 5 periods covered the last 74 thousand years was reconstructed on the basis of the ice-rafted debris content in sediments of the 15 sediment cores with early established chronostratigraphy. It is shown that that the sea ice drift type during cold isotope-oxygen stages was significantly differ from the one during Holocene (isotope-oxygen stage 1) and the sea ice volume formation and its area extension during cold oxygen isotope stages were significantly larger than the ones during Holocene and were maximal during Last Glacial Maximum (isotope-oxygen stage 2).
Change of atmospheric circulation in the Asia-Pacific region, associated with global climate change had been probably influenced the ice conditions of the Sea of Okhotsk.
Key words: ice-rafted debris accumulation rate, reconstruction of ice cover, the Sea of Okhotsk.
Изучение ледовых условий Охотского моря позволяет объяснять причинноследственные связи изменений среды и климата региона, прогнозировать глобальные изменения климата. Донные отложения Охотского моря - надежный архив данных о состоянии среды и климата в прошлом, по ним можно прямо (по содержанию материала ледового разноса) или косвенно (например, по диатомовому анализу) судить о ледовом палеорежиме. Ранние работы по этой теме либо проводились на небольшом фактическом материале (2-5 колонок донных осадков) [18, 19], либо охватывали незначительный
*ВАСИЛЕНКО Юрий Павлович - младший научный сотрудник, ГОРБАРЕНКО Сергей Александрович - доктор геолого-минералогических наук, заведующий лабораторией (Тихоокеанский океанологический институт им. В.И.Ильичева ДВО РАН, Владивосток), ЦЗОУ Цзяньцзюнь - научный сотрудник (Первый океанографический институт Государственного управления по проблемам океана, Циндао, КНР). *E-mail: vasilenko@poi.dvo.ru
Работа выполнена при финансовой поддержке интеграционного гранта ДВО-СО РАН № 09-II-C0-07-003, грантов РФФИ № 10-05-00160-а; Национального фонда естественных наук Китая № 40710069004 и Государственного управления по проблемам океана Китая № 908-01-BC24.
интервал времени (голоцен-максимум последнего оледенения) [3,
5], поэтому изменение ледовой ситуации этого бассейна в прошлом изучено недостаточно.
Цель данной работы - уточнить имеющиеся и представить новые данные о состоянии ледяного покрова Охотского моря на протяжении последних 74 тыс. лет.
На основе изучения 15 колонок донных осадков из различных районов глубоководной части Охотского моря (рис. 1) рассмотрено распределение потоков материала ледового разноса (МЛР) по дну моря, усредненных для изотопнокислородных стадий (ИКС) 1-4.
Это позволило охарактеризовать изменения интенсивности формирования, распространения и деградации морских льдов по акватории моря за период последнего плейстоценового оледенения и голоцена и рассмотреть вероятные причины, вызвавшие эти изменения.
Материалы и методы
Интервал опробования образцов донных осадков - 2-5 см. После дегидратации образцы взвешивали и отмывали через сито с диаметром ячеек 0,063 мм. Отмытую фракцию просеивали либо размывали через сито с диаметром ячеек 0,15 мм, далее отсеивали фракцию > 2 мм.
Согласно формуле Стокса, частицы с диаметром > 0, 15 мм осаждаются в морской воде со скоростью > 2,5 см/с. Следовательно, терригенные зерна такой размерности могут переноситься водными потоками только в пределах прибрежной зоны. В открытую часть моря они поставляются преимущественно морскими льдами и осаждаются при их таянии. Терригенный материал попадает в морской лед при вмерзании взвеси и пляжного материала в процессе формирования льда, при контакте льда с дном и при эоловом заносе в береговой зоне. Под действием ветра и течений морской лед дрейфует в открытую часть моря, где при его таянии терригенные частицы высвобождаются и оседают на дно вблизи места таяния. Распределение фракции > 2 мм в донных осадках глубоководной части Охотского моря неравномерно, она малочисленна, но имеет относительно большую массу. Учет ее массы может привести к значительной погрешности при расчете содержания МЛР, поэтому за МЛР мы принимаем терригенные зерна, содержащиеся во фракции 2-0,15 мм. Величина МЛР (аМЛр) определялась как число терригенных зерен в 1 г сухого осадка без учета массы фракции > 2 мм.
Возрастные модели изученных колонок построены на основании радиоуглеродных датировок, изотопно-кислородной хроностратиграфии, временных закономерностей изменения магнитной восприимчивости донных осадков и тефрохронологии [13-15]. Таким образом, для всех колонок установлены границы ИКС с их возрастом по Мартинсону [17]
і I -1----------------------------1------------
140 145 150 155 °в.д.
Рис. 1. Карта местоположения станций отбора колонок донных осадков и схема циркуляции поверхностных вод Охотского моря по Чернявскому [8], с упрощениями. Цифрами обозначены станции: 1) V34-90; 2) 934; 3) 936; 4) ЕУ27-2-4; 5) ЕУ27-5-3, 6) ЕУ27-8-4; 7) ЕУ28-2-4; 8) ЕУ28-34-2; 9) ЕУ28-40-5; 10) Ц/28-41 -5; 11) ЕУ28-42-5; 12) ЕУ28-43-5; 13) GE99-10-3; 14) GE99-30-3; 15) MD01-2415
в пересчете на календарные годы. Это позволило рассчитать средние скорости осадкона-копления в изученных колонках для ИКС.
Для определения количественных изменений ледовых условий в прошлом рассчитали поток МЛР. Поскольку терригенные частицы в процессе осаждения практически не претерпевают изменений, то за поток МЛР мы приняли скорость аккумуляции МЛР (САМЛР), которая рассчитывалась по формуле: САМЛР = V • р • аМЛр (число терригенных зерен • см-2 • тыс. лет-1)1, где V - линейная скорость осадконакопления (см • тыс. лет-1); р - плотность сухого осадка (г • см-3), определенная прямыми измерениями (отчет по рейсам НИС «Академик М.А.Лаврентьев» № 27 1997 г.; «Профессор Гагаринский» № 22; «Академик М.А.Лаврентьев» № 28 1999 г.; «Профессор Гагаринский» № 26; ГС «Маршал Геловани» № 1 2000 г. - www.ifm-geomar.de) или ее корреляцией с близлежащими колонками.
Результаты и обсуждение
На основании полученных данных составлены пять схем САМЛР, характеризующих изменение потока МЛР за период ИКС 4-ИКС 1 (последние 74 тыс. лет) (рис. 2, 3). ИКС 1 мы разделили на две подстадии: ИКС 1.2 (14,7-6 тыс. л.н.) и ИКС 1.1. (6-0 тыс. л.н.). ИКС 1.2 объединяет время дегляциации с потепления бёллинг и ранний голоцен. ИКС 1.1 включает средний и поздний голоцен - период с близкими современным климатическими условиями и уровнем моря [1]. Это позволяет проанализировать полученные данные для времени ИКС 1.1 с учетом условий, влияющих на формирование и состояние ледяного покрова Охотского моря в настоящий момент, что необходимо для достоверной интерпретации данных как для ИКС 1.1, так и для более ранних ИКС.
ИКС 1.1. Распределение САМЛР и конфигурация их изолиний на схеме ИКС 1.1 (рис. 2а) указывают на то, что загрузка льда в это время происходила преимущественно в северной и западной частях моря. Основная масса льда дрейфовала севернее и западнее изолинии 10 000 т.з. • см-2 • т.л.-1, захваченная Ямским, Северо-Охотским, Срединным и Восточно-Сахалинским течениями (рис. 1). Эту картину осложняет «язык» данной изолинии в районе станции LV27-5-3, который также прослеживается в конфигурации изолинии 5 000 т.з. • см-2 • т.л.-1 (рис. 2а). То есть происходило некоторое усиление дрейфа льда от северного побережья по направлению к центральной части моря. Однако значения САМЛР в центральной части незначительны, что указывает на второстепенность такого направления дрейфа льда в указанный район. САМЛР в восточной части (станции LV28-42-5 и ЦУ28-43-5) выше, чем в центральной части на тех же широтах, что свидетельствует о возможном поступлении сюда льда из района западного побережья п-ова Камчатка (рис. 2а).
Схема ИКС 1.1 отражает дрейф льда под влиянием общей циклонической циркуляции поверхностных вод Охотского моря (рис. 1). В настоящее время такой тип дрейфа льда отмечается в зимы с мягкими ледовыми условиями (далее - мягкие зимы) (рис. 2в) [9, 11]. Причиной мягких зим является преобладание в это время года погодных ситуаций, при которых происходит ослабление Азиатского антициклона и Алеутского циклона; Алеутский минимум занимает северо-западную часть Тихого океана; Азиатский антициклон удален от северо-восточного побережья Азии, а его ленско-колымский отрог отсутствует [2]. В результате над акваторией моря в холодный период года господствует восточный перенос [2] и создаются благоприятные условия для циклонического характера дрейфа льда. Однако в течение ИКС 1.1 лед дрейфовал и от северного побережья к центру моря. Такой тип дрейфа наблюдается в наши дни в суровые по ледовой обстановке зимы (далее - суровые зимы) (рис. 2г) [9, 11]. Его причиной являются сильные северные ветра, под влиянием
1 Далее - число т.з. • см-2 • т.л.-1
Рис. 2. Схема распределения САМЛР для ИКС 1.1 (а). Значения САМЛР (цифры) и их изолиний (цифры в кружках) выражены в количестве т.з. ■ см-2 ■ т.л.-1 ■ 10-3. Пунктиром показаны изолинии значений САМЛР, тонкими стрелками - вероятные направления дрейфа льда. Схема путей миграции каменного материала для Охотского моря по А.П.Лисицыну [6] (б). Жирными стрелками показаны главные пути миграции, тонкими - второстепенные, пунктирными - предполагаемые. Рассчитанные пути дрейфа льда для зим с разными ледовыми режимами по Л.П.Якунину [9]: зима 1956/57 г. с мягкими ледовыми условиями (в); зима 1958/59 г. - с суровыми (г). Стрелками показан дрейф льда, сплошной линией - кромка
которых в северной части моря развиваются мощные сгоновые процессы. Это в свою очередь приводит к деградации Срединного течения и проникновению льда из районов северного побережья в центральную область Охотского моря [11]. Такие ветры формируются из-за образования над Охотским морем меридионально ориентированной зоны повышенных барических градиентов, когда центр Азиатского максимума находится в восточной части евро-азиатского континента и интенсивно развивается его ленско-колымский отрог. При этом центр Алеутского минимума может располагаться как в северо-восточной части Тихого океана, так и рядом с юго-восточным побережьем п-ова Камчатка [2].
Следовательно, в настоящее время дрейф льда контролируется интенсивностью и расположением основных барических центров Азиатско-Тихоокеанского региона. Очевидно, что такой механизм контроля, т.е. причинно-следственные связи между изменениями атмосферной циркуляции над Азиатско-Тихоокеанским регионом в холодное время года и состоянием ледяного покрова Охотского моря, существовал в прошлом, в частности, во время описываемых ИКС.
На рис. 2б представлена схема путей миграции каменного материала для Охотского моря, основанная на изучении петрографического состава каменного материала, его
140 145 150 155 140 145 150 155 °в.д.
Рис. 3. Схема распределения САМЛР. Пояснения см. на рис. 2. Уровень моря усреднен для соответствующей ИКС, рассчитан по данным [20]
распределении и концентрации в поверхностных осадках [6]. Она отражает основные многолетние пути дрейфа льда от побережья за последние 1,5-3 тыс. лет [6, 7]. Схожесть основных закономерностей дрейфа льда на схемах ИКС 1.1 (рис. 2а) и А.П.Лисицына (рис. 2б) свидетельствует о репрезентативности используемого метода подсчета САМЛР при реконструкции ледовых условий Охотского моря.
ИКС 4 началась 74 тыс. л.н., закончилась 59 тыс. л.н. (рис. 3). Распределение САМЛР указывает на то, что в это время основная зона разгрузки МЛР находилась на севере и западе Охотского моря. При этом значения САМЛР и конфигурация их изолинии свидетельствуют, что и в центральную область моря из района северного шельфа поступали большие объемы льда, загруженного терригенным материалом. Так, САМЛР в центральной части моря превосходят САМЛР во время ИКС 1.1 более чем в 15 раз (станция ЕУ28-41-5), тогда как на северо-западе и юго-востоке исследованного района - не более чем в 2,5, а на севере - всего в 1,5 раза (рис. 2а, 3).
Довольно резкое снижение значений САМЛР в восточном направлении и положение изолиний САМЛР в восточной части изученного района предполагают интенсивный приток тихоокеанских вод через северные Курильские проливы и существование Западно-Камчатского течения. Воды этого течения не несли льдов и, по-видимому, были теплее охотоморских, что могло служить дополнительным барьером для распространения льда на востоке моря. Интенсивный приток тихоокеанских вод косвенно указывает на то, что в свою очередь через проливы между Курильскими островами осуществлялся
активный отток опресненных холодных поверхностных вод Охотского моря, вливавшихся в палеотечение Ойясио и формировавших его температурные и гидрохимические характеристики. Вероятно, одновременно с оттоком вод из Охотского моря происходил и выход морских льдов.
ИКС 3. Во время ИКС 3 (59-28 тыс. л.н.) в центральной части моря значения САМЛР были в 2 раза меньше, чем в течение ИКС 4 (станция LV28-41-5). На севере (станция МD01-2415) и северо-западе (станция LV28-34-2) изученного района они выше в 1,3 и 2 раза, соответственно (рис. 3). Однако в центральной части САМЛР во время ИКС 3 превосходят САМЛР, относящиеся к ИКС 1.1, более чем в 7 раз (станция LV28-41-5) (рис. 2а, 3). Такие значения САМЛР и их распределение говорят о том, что на протяжении ИКС 3 проявляются типы дрейфа, свойственные в настоящее время как мягким (рис. 2в), так и суровым зимам (рис. 2г). Проявлением первого, вероятно, явилось повышенное значение САМЛР на юго-западе моря (станция GE99-10-3) (рис. 3). На второй тип указывают высокие значения САМЛР в центральной части моря. Распределение значений и характер изолиний САМЛР в восточной части исследованного района свидетельствует о том, что Западно-Камчатское течение во время ИКС 3, вероятно, так же, как и в период ИКС 4, блокировало распространение ледяного покрова на юго-восток Охотского моря.
ИКС 2 (28-14,7 тыс. л.н.) - время наиболее холодных климатических условий за исследуемый период, включает максимум последнего оледенения (рис. 3). Основываясь на распределении значений САМЛР и конфигурации их изолиний, можно заключить, что в течение ИКС 2 основная зона разгрузки МЛР смещалась в центральную область моря. Иными словами, наблюдается отчетливо выраженный дрейф льда из района северного шельфа в центральную область моря и далее на юг. Это свидетельствует о том, что во время ИКС 2 происходила деградация Срединного течения. Следовательно, на протяжении ИКС 2 господствовал тип циркуляции атмосферы, сходный с таковым во время современных суровых зим [2]. Высокие значения САМЛР предполагают формирование больших объемов льда, что, в свою очередь, указывает на развитие необходимых для этого условий: высокой скорости северных ветров и низкой температуры [12, 16]. Отсюда следует, что над Охотским морем из-за значительной интенсификации основных атмосферных центров должна была развиваться зона очень высоких барических градиентов.
Большие значения САМЛР также указывают на то, что ледяной покров Охотского моря таял в теплое время года. Низкие значения САМЛР отмечаются лишь в северо-западном секторе исследованной части моря. Следовательно, эта акватория могла круглогодично оставаться под ледяным покровом, что препятствовало накоплению МЛР. Вышесказанное противоречит выводу, сделанному на основании изучения диатомовых комплексов, о покрытии большей части Охотского моря круглогодичными льдами во время ИКС 2 [19].
Исходя из значений САМЛР и конфигураций их изолиний в западной части моря можно предположить, что Восточно-Сахалинское течение было одним из основных путей дрейфа льда на юг Охотского моря. При этом конфигурация изолиний САМЛР указывает на то, что Восточно-Сахалинское течение было несколько уже, чем в настоящее время, а перепад значений САМЛР между станциями GE99-10-3 и LV28-2-4 (рис. 3) - что течение было более интенсивным. Последнее не подтверждает тезис об ослаблении ВосточноСахалинского течения во время ИКС 2 [3, 4].
Распределение значений и конфигурация изолиний САМЛР в восточной части моря объясняются смещением Западно-Камчатского течения на восток по сравнению с ИКС 4 (рис. 3). Однако, вероятно, воды из субарктической зоны Тихого океана проникали довольно далеко в направление севера Охотского моря.
ИКС 1.2 (рис. 3). Распределение значений и конфигурация изолиний САМЛР указывают на основную разгрузку МЛР вдоль северного и западного побережья моря. Конфигурация изолиний САМЛР ИКС 1.2 в основном сходна с ИКС 1.1 (рис. 2а, 3). Форма изолиний имеет существенные различия лишь в юго-восточной части моря. Это позволяет
предположить схожий характер дрейфа льда во время подстадий ИКС 1.1 и 1.2. Однако различия в характере изолиний САМЛР указывают на вероятность того, что в течение ИКС 1.2 зимы с суровыми ледовыми условиями были более частым явлением, чем во время ИКС 1.1.
Более высокие САМЛР во время ИКС 1.2 по сравнению с САМЛР ИКС 1.1 нельзя объяснить только увеличением частоты повторяемости и/или продолжительности периодов с суровыми или умеренными ледовыми условиями: это не согласуется с характером распределения значений САМЛР и конфигурацией их изолиний (рис. 3). Высокие значения САМЛР могут быть следствием того, что во время максимума последнего оледенения (ИКС 2) в результате морской регрессии осушалась значительная территория современного шельфа [10], где аккумулировались продукты мерзлотного выветривания. При последующей морской трансгрессии этот терригенный материал, а также терригенный материал, выносимый реками, поставка которого должна была значительно возрасти вследствие деградации горных ледников, захватывался морскими льдами, выносился в зону разгрузки и осаждался там. Таким образом, несмотря на снижение объема льда степень его загрузки терригенным материалом оставалась довольной высокой, что и отразилось в больших значениях САМЛР.
Выводы
Реконструкция состояния ледяного покрова показывает, что интенсивность формирования и характер дрейфа льда Охотского моря существенно различались во время холодных ИКС 2 и 4 и в теплый период ИКС 1. По характеру дрейфа льда ИКС 3 занимает промежуточное положение между холодными ИКС и теплой ИКС 1.
Характер дрейфа, объем формирования и распространение льда определяют преобладающий тип атмосферной циркуляции над Азиатско-Тихоокеанским регионом. При интенсификации Азиатского антициклона и циклогенеза над северо-западной частью Тихого океана создается меридионально ориентированное поле повышенных барических градиентов над акваторией Охотского моря [2]. Оно является причиной устойчивых сильных ветров северных направлений и затока холодного воздуха арктического происхождения, что приводит к выхолаживанию акватории Охотского моря и активному формированию и распространению ледяного покрова и, следовательно, к суровым ледовым условиям (рис. 2в). Вероятно, такой тип атмосферной циркуляции господствовал во время ИКС 4 и особенно - в течение ИКС 2. Это приводило к тому, что во время этих ИКС в холодный период года ледяной покров мог занимать практически всю акваторию. Судя по высоким значениям САМЛР, объем льда, формировавшегося во время ИКС 4, был значительно больше, чем в настоящее время. Очень высокие значения САМЛР указывают на то, что во время ИКС 2 объем льда был наибольшим за изученный период. При этом в холодные ИКС 4 и ИКС 2 на большей части акватории Охотского моря не существовало круглогодичного ледяного покрова, но он, очевидно, развивался на северо-западе Охотского моря во время ИКС 2.
При ослаблении активности Азиатского антициклона и большой повторяемости циклонов в южной части Охотского моря в его северной части в холодное время года преобладают ветры восточного и северо-восточного направлений. Создаются благоприятные условия для проникновения теплого тихоокеанского воздуха на акваторию Охотского моря [2]. Этот тип атмосферной циркуляции, обусловливающий мягкие зимы, по-видимому, преобладал во время теплой ИКС 1.
Во время ИКС 3 проявлялись оба типа атмосферной циркуляции, но, судя по характеру дрейфа льда и распределению САМЛР, доминировал тип атмосферной циркуляции, свойственный суровым зимам.
Выражаем признательность Л.И.Мезенцевой (ДВНИГМИ) за ценные советы и комментарии, сотрудникам ТОИ ДВО РАН А.В.Артемовой, О.Ю.Пшенёвой, А.А.Босину, Л.Н.Василенко и Т.В.Матюниной за помощь и критические замечания.
1. Бараш М.С., Бубенщикова Н.В., Казарина Г.Х., Хусид Т.А. О палеоокеанологии центральной части Охотского моря в течение последних 200 тыс. лет (по микропалеонтологическим данным) // Океанология. 2001. Т. 41, № 5. С. 755-767.
2. Глебова С.Ю. Влияние атмосферной циркуляции над Дальневосточным регионом на характер изменения ледовитости в Охотском и Беринговом морях // Метеорология и гидрология. 2006. № 12. С. 54-60.
3. Горбаренко С.А., Лесков В.Ю., Артемова А.В. и др. Ледовый покров Охотского моря в последнем оледенении и голоцене // Докл. АН. 2003. Т. 388, № 5. С. 678-682.
4. Деркачёв А.Н., Николаева Н.А., Горбаренко С.А. Особенности поставки и распределения кластогенного материала в Охотском море в позднечетвертичное время // Тихоокеан. геология. 2004. Т. 23, № 1. С. 37-52.
5. Лесков В.Ю., Горбаренко С.А. Реконструкция ледовых условий в Охотском море за последние 24000 лет на основании распределения материала ледового разноса // Тихоокеан. геология. 2003. Т. 22, № 4. С. 41-47.
6. Лисицын А.П. Ледовая седиментация в Мировом океане. М.: Наука, 1994. 448 с.
7. Лисицын А.П. О транспортной роли морского льда // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1955. № 4. С. 111-114.
8. Маркина Н.П., Чернявский В.И. Новые данные о количественном распределении планктона и бентоса в Охотском море // Изв. ТИНРО. 1984. Т. 109. С. 94-99.
9. Петров Ф.Г., Плотников В.В., Якунин Л.П. Ледовые условия и методы их прогнозирования // Гидрометеорология и гидрохимия морей. Охотское море / отв. ред. Ф.С.Терзиев. СПб.: Гидрометеоиздат, 1998. Т. 9, вып. 1. С. 291-340.
10. Развитие ландшафтов и климата Северной Евразии: Поздний плейстоцен-голоцен; элементы прогноза / отв. ред. А.А.Величко. М.: Наука, 1993. Вып. 1. 102 с.
11. Шутова М.М. Воздействие льда на поверхностные течения Охотского моря // Вестн. ДВО РАН. 2007. № 2. С. 133-139.
12. Alfutis M.A., Martin S. Satellite passive microwave studies of the Sea of Okhotsk ice cover and its relation to oceanic processes // J. Geophys. Res. 1987. Vol. 92. P. 13013-13028.
13. Gorbarenko S.A., Khusid T.A., Basov I.A. et al. Glacial Holocene environment of the southeastern Okhotsk Sea: Evidence from geochemical and palaeontological data // Palaeogeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol. 2002. Vol. 177. P. 237-263.
14. Gorbarenko S.A., Southon J.R., Keigwin L.D. et al. Late Pleistocene - Holocene oceanographic variability in the Okhotsk Sea: geochemical, lithological and paleontological evidence // Palaeogeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol. 2004. Vol. 204. P. 281-301.
15. Gorbarenko S.A., Nurnberg D., Derkachev A.N. et al. Magnetostratigraphy and tephrochronology of the upper Quaternary sediments in the Okhotsk Sea: implication of terrigenous, volcanogenic and biogenic matter supply // Mar. Geol. 2002. Vol. 183. P. 107-129.
16. Martin S., Drucker R., Yamashita K. The production of ice and dense shelf water in the Okhotsk Sea polynyas
// J. Geophys. Res. 1998. Vol. 103, N C12. P. 27771-27782.
17. Martinson D.G., Pisias N.G., Hays J.D. et al. Age dating and the orbital theory of the ice age: Development of a
high-resolution 0 to 300,000-year chronostratigraphy // Quatern. Res. 1987. Vol. 27. P. 1-29.
18. Sakamoto T., Ikehara M., Aoki K. et al. Ice-rafted debris (IRD) -based sea-ice expansion events during the past 100 kyrs in the Okhotsk Sea // Deep-Sea Res. II. 2005. Vol. 52. P. 2275-2301.
19. Shiga K., Koizumi I. Latest Quaternary oceanographic changes in the Okhotsk Sea based on diatom records // Mar. Micropaleontology. 2000. N 38. P. 91-117.
20. Siddail M., Rohling E.J., Almogi-Labin A. et al. Sea-level fluctuations during the last glacial cycle // Nature. 2003. Vol. 423. P. 853-858.
