CC BY
0Рельеф и четвертичные образования Арктики, Субарктики и Северо-Запада России. Выпуск 11. 2024 doi: 10.24412/2687-1092-2024-11-158-165
ПРЕДВАРИТЕЛЬНЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ ОПРЕДЕЛЕНИЯ СОВРЕМЕННЫХ ТЕМПОВ ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ В КУТОВОЙ ЧАСТИ ЗАЛИВА ГРЁН-ФЬОРД
(ЗАПАДНЫЙ ШПИЦБЕРГЕН)
О Иванова Н. С.12, Усягина И. С.12, Мещеряков Н.И.1
1ММБИ РАН, Мурманск, Россия 2 Институт проблем промышленной экологии Севера Кольский научный центр РАН, Апатиты, Россия
210 137
C помощью изотопного датирования по природному Pb и техногенному Cs рассчитаны темпы осадконакопления в кутовой части залива Грён-фьорд (Западный Шпицберген), наиболее подверженной влиянию флювиогляциальных потоков, поступающих из водотоков приледниковой зоны. Материалом для исследования послужили три колонки донных отложений, отобранных в береговой экспедиции ММБИ РАН на архипелаг Шпицберген в 2022 г. Оценка содержания радионуклидов и возраст осадочных слоев в профилях колонок выполнены в 2023-2024 г. Установлено, что по мере удаления от линии уреза воды устьевой зоны темпы осадконакопления в заливе снижаются в два раза, от 2.4 см/год на расстоянии 200 м до 1.2 см/год на расстоянии 500 м. С помощью модели CRS(CF) была выявлена изменчивость темпов седиментации в кутовой части залива за —114 лет.
Ключевые слова: Грён-фьорд, донные отложения, хронология седиментации, флювиогляциальные потоки
Залив Грён-фьорд является юго-западным рукавом Ис-фьорда, одного из самых крупных фьордов о. Западный Шпицберген. Он ориентирован в меридиональном направлении протяженностью 16.3 км. Ширина залива изменяется от 5.3 км в устье до 1.7 км в кутовой части. Глубина изменяется с юга на север и достигает максимальных значений 178 м в устье залива на траверсе мысов Фестинген и Хеероден.
Около 30% водосборной площади залива Грён-фьорд подвержено оледенению [Соловьянова, Третьяков, 2004] и, как следствие, поступления наносов со склонов в бассейн седиментации, происходит за счет развитие эрозионных процессов в приледниковой зоне. Наиболее значимое ледниковое влияние испытывает южная часть залива Грён-фьорд [Мещеряков, 2017]. К южной части водосбора относятся ледники Западный и Восточный Грён-фьорд, Янсон, Баалсруд, которые разгружаются в залив водотоками Бретъёрна и Грён-фьорд. Основное количество обломочного материала поступает в кутовую часть залива, что предопределяет режим седиментации в данном участке бассейна. Для Шпицбергена характерно большое количество взвеси в крупных реках. Это связано с тем, что значительная часть территории архипелага, свободная ото льда, не имеет растительного и почвенного покрова и горные потоки дренируют суглинистый грунт. Количество взвешенных частиц тесно связано с режимом стока. При одинаковых расходах летом мутность воды увеличивается за счет обнажения и оттаивания пород в деятельном слое на склонах. Река Грёнфьорд огибает большой моренный комплекс, образованный ледниками Западный и Восточный Грён-фьорд, при этом происходят эрозионные процессы, являющиеся основными поставщиками наносов. Среднее значение мутности воды реки Грёнфьорд составляет 0,71 г/л при средней величине расходов 2.50 м /с. Пик мутности воды совпадает с пиком расходов воды в реке - 1.66 г/л и 3.49 м3/с, соответственно [Третьяков и др., 2021]. Таким образом, донные отложения кутовой части залива в полной мере отображают динамику дегляциации ледниковых массивов западной периферии Земли Норденшельда и могут служить индикаторами изменений природных процессов, связанных со смягчением климата с середины прошлого века по настоящее время.
Большинство радиоизотопных исследований современных отложений на архипелаге Шпицберген были проведены в озерах или морской среде, в то время как в устьевых зонах рек исследования не проводились. Это связано с техническими и методическими трудностями, связанными, в первую очередь, с батиметрическими особенностями прибрежной относительно мелководной зоны. Колонки отложений в устье можно отобрать только с борта маломерных судов, что ограничивает набор используемых орудий пробоотбора. При этом сверхскоростные темпы седиментации требуют вскрытия осадочной толщи, мощность которой превышает технические возможности гравитационных керноотборников (трубка ГОИН 1.5) [Мещеряков и др., 2022].
В устьевых зонах залива Грён-фьорд темпы седиментации могут достигать значений
свыше 2 см/год [Meshcheriakov et. al., 2024]. Исходя из известной скорости
осадконакопления можно предположить, что для проведения геохронологического 210
анализа по Pb, позволяющему определять возраст отложений 100-150 лет, требуется вскрытие толщи отложений мощностью более 2 м. Другой вариант - для опробования выбрать такие точки, которые будут удалены от речного устья на несколько сотен метров, где, предположительно, темпы седиментации будут ниже. Однако на этих участках будет ослабевать воздействие флювиогляциальных потоков и усиливаться роль морской седиментации, что может искажать хронологию ледникового осадконакопления, которая является целью настоящей работы.
Одним из основных условий расчета возраста осадочных слоев с помощью моделей
210 137
датирования по Pb и Cs является равномерный поток массы наносов в бассейн седиментации [Sanchez-Cabeza, Ruiz-Fernandez, 2012]. В прибрежных и относительно мелководных районах Грён-фьорда с глубинами 10-40 м аккумуляция донных отложений происходит при постоянном гидродинамическом воздействии, что может приводить к размыву, переотложению и перемешиванию осадков разного возраста, поэтому перед отбором проб тщательно анализировались батиметрические особенности исследуемой части залива.
В соответствии с вышеизложенными факторами для отбора проб были выбраны три точки на разном расстоянии от источников поступления в залив флювиогляциальных водотоков (рис.1). Точка РК-1 (глубина 22 м) расположена на расстоянии 200 м от устьевой зоны реки Грён-фьорд, точка РК-2 (глубина 47 м) — 400 м от устья реки Грёнфьорд, точка КЗ-1 (глубина 45 м) — 500 м от устья ручья Бретъёрна. Колонки донных отложений были отобраны трубкой ГОИН 1.5 диаметром 40 мм.
210 226 137
Для анализа удельной активности Pb^, Ra и Cs в донных отложениях
колонки были разделены на слои толщиной 2-3 см. Всего проанализировано 56 образцов:
14 в точке РК-1 (0-28 см) 16 в точке РК-2 (0-48 см) и 26 в точке КЗ-1 (0-78 см). Все
образцы перед измерением высушивали методом лиофильной сушки на оборудовании
Alpha 1-4LDPlus Martin Christ в химической лаборатории Российской научной
арктической экспедиции на архипелаге Шпицберген (РАЭ-Ш), затем гомогенизировали и
оставляли на 30 дней в герметично закрытых сосудах. Радиометрический анализ
проводили в ММБИ РАН на многоканальном гамма-спектрометре для измерения
рентгеновского и гамма-излучения (Canberra Semiconductors NV, Olen, Belgium) со
свинцовой защитой экрана детектора HPGe-2P производства компании "Аспект" (Дубна,
Россия). Регистрирующая часть спектрометра — широкополосный детектор из
сверхчистого германия BE5030 с диапазоном охвата гамма-квантов с энергией от 3 кэВ до
3 МэВ. Обработку спектров и идентификацию радионуклидов выполняли с помощью
программного обеспечения Genie-2000 (версия 3.3). Для определения активности 210 210 избыточного Pb, поступившего с атмосферными выпадениями ( Pb^), из значений 210 210
Pb^ был вычтен «фоновый» Pb, образующийся in situ в грунте, который определяли
по основным линиям 226Ra. Данные измерений были скорректированы на дату сбора
кернов, результаты приведены на основе сухого веса с поправкой на самопоглощение и
геометрию образца.
Рис. 1. Схема расположения точек отбора проб
Возраст осадочных слоев колонок PK-1 и PK-2 из-за недостаточно вскрытой ч и
2007]:
226™ 210™!
осадочной толщи для определения слоя, где наступает равновесие между Ка и РЬизб,
210 „
рассчитывали по формуле экспоненциального снижения РЬ с глубиной [Aliev et al.,
t = (lnAx - lnÁo)/-X = ln(Ax - Ао)/-Х (1), 210
где Ax - активность РЬизб в слое на глубине x см ниже поверхности раздела
210
осадок-вода, A0 - активность РЬизб в поверхностном слое осадка, к - постоянная 210 ^10 распада Pb (0.031 год -1). Полученное значение отражает поступление Pb из
атмосферы в дополнение к количеству, образующемуся при радиоактивном распаде 226Ra.
Активность верхнего слоя кернов была принята за A0, что соответствует дате отбора проб.
Возраст вскрытой осадочной толщи колонки КЗ-1 определяли по модели
постоянного потока CRS (CF) [Sanchez-Cabeza, Ruiz-Fernandez, 2012]. Формула расчета:
* о- )=401,
v ; X A (i)
—kt 2
где t(i) (лет) — возраст верхней части осадочного слоя: A(i) = A(0)e , A(0) (Бк/м ) — активность 210РЬизб, накопленная на поверхности морского дна; к — постоянная радиоактивного распада 210РЬ (0,031 18 ± 0,000 17 лет-1). Недостающий и полный запас 210РЬизб до равновесного слоя оценен по методу «ключевой» даты, определённой по пику 137Cs в профиле колонки (1986 г.), слой 78-81 см был принят равновесным. После этого проводили расчеты по модели CF.
Скорости осадконакопления (см/год) рассчитывали в соответствии с методическими рекомендациями [Sanchez-Cabeza, Ruiz-Fernandez, 2012].
Результаты определения природных 210РЬобщ, Ra, 210РЬизб и техногенного Cs, радионуклидов представлены в табл. 1. В соответствии с рекомендациями построения моделей радиометрического датирования [Abril, 2022] в ходе расчетов учитывалась глубина залегания массы осадка (или «массовая глубина» от «mass depth», m¡, г/см2),
которая представляет собой отношение сухой массы отложений, накопленных на границе раздела осадок-вода, к единице площади. Эта величина, в отличие от «истинной» глубины, остается неизменной при естественном уплотнении и укорачивании исследуемой осадочной толщи (в процессе отбора, хранения и экструзии колонок). Вычисление возраста отнесено к середине исследуемого слоя (2;,).
Таблица 1 Результаты измерения удельной активности 210Pbобщ, 226Ra, 210Pbизб и 137Сs и годы _образования осадочных слоев колонок из кутовой части залива Грён-фьорд_
Ш;, г/см2 210пи , я* РЬобщ ± 0 22(Ьа ± 5 210РЬизб ± 5 137Св ± 5 Год
см образования осадка
РК-1. Бср=2.4 см/год, у = 36.268е-0013х**, Я2 = 0.44
1 0.7 81.8 ± 6.0 46.9 ± 4.7 34.9 ± 7.6 0.8 ± 0.5 2023.6
3 2.4 75.8 ± 6.1 40.7 ± 3.2 35.1 ± 6.9 2.5 ± 1.0 2022.8
5 4.5 59.7 ± 4.9 40.7 ± 2.9 19.0 ± 5.7 1.3 ± 0.8 2021.9
7 7.0 73.1 ± 5.0 42.5 ± 3.0 30.6 ± 5.8 1.0 ± 0.6 2021.1
9 9.8 76.5 ± 5.3 36.4 ± 2.6 40.1 ± 5.9 2.2 ± 0.8 2020.3
11 12.7 73.3 ± 4.2 42.4 ± 2.6 30.9 ± 4.9 1.9 ± 0.6 2019.4
13 15.4 72.2 ± 5.2 41.1 ± 2.9 31.1 ± 6.0 2.0 ± 0.8 2018.6
15 17.8 66.9 ± 7.9 39.4 ± 4.2 27.5 ± 8.9 3.1 ± 1.5 2017.7
17 20.4 67.5 ± 5.3 43.7 ± 3.0 23.8 ± 6.1 2.5 ± 1.0 2016.9
19 23.2 68.0 ± 6.7 36.7 ± 2.9 31.3 ± 7.3 0.2 ± 0.1 2016.0
21 25.9 73.9 ± 5.7 41.2 ± 2.8 32.7 ± 6.4 2.1 ± 0.7 2015.2
23 28.5 50.2 ± 6.3 32.6 ± 3.1 17.6 ± 7.0 2.2 ± 1.2 2014.4
25 31.1 61.8 ± 5.2 38.3 ± 3.1 23.5 ± 6.1 2.5 ± 0.8 2013.5
27 33.2 72.5 ± 9.8 45.7 ± 5.0 26.8 ± 11.0 6.8 ± 2.4 2012.7
РК-2. Бср=1.6 см/год, у = 60.333е-002х, Я2 = 0.60
2 1.0 84.5 ± 5.8 34.2 3.0 50.3 ± 6.5 0.5 ± 0.2 2023.6
5 3.5 82.8 ± 2.4 34.9 2.5 47.9 ± 3.5 2.2 ± 0.7 2021.7
8 6.3 93.9 ± 5.2 33.6 2.5 60.3 ± 5.8 2.3 ± 0.6 2019.7
11 8.8 75.8 ± 9.0 33.9 3.7 41.9 ± 9.7 2.7 ± 0.5 2017.8
14 11.1 97.1 ± 7.2 42.1 3.2 55.0 ± 7.9 2.1 ± 0.9 2015.8
17 13.8 101.6 ± 6.7 40.3 2.9 61.3 ± 7.3 0.6 ± 0.3 2013.9
20 16.8 79.3 ± 5.0 31.2 2.5 48.1 ± 5.6 1.8 ± 0.5 2012.0
23 20.3 84.0 ± 5.6 40.6 2.7 43.4 ± 6.2 1.7 ± 0.7 2010.0
26 23.7 62.8 ± 6.0 36.6 3.0 26.2 ± 6.7 1.6 ± 0.8 2008.1
29 27.2 62.0 ± 4.9 32.9 2.4 29.1 ± 5.5 2.7 ± 0.8 2006.1
32 30.8 38.7 ± 7.5 32.4 2.5 6.3 ± 7.9 1.3 ± 0.8 2004.2
35 34.0 70.7 ± 4.9 36.7 2.7 34.0 ± 5.6 2.4 ± 0.9 2002.3
38 38.0 64.4 ± 5.4 31.7 2.1 32.7 ± 5.8 3.7 ± 1.0 2000.3
41 42.8 50.7 ± 4.0 33.2 2.1 17.5 ± 4.5 3.4 ± 0.7 1998.4
44 47.1 50.8 ± 4.0 29.4 2.0 21.4 ± 4.5 2.8 ± 0.8 1996.4
47 51.0 73.8 ± 7.0 39 2.3 34.8 ± 7.4 3.4 ± 1.3 1994.5
КЗ-1. Бср=1.2 см/год (0.1-3.1 см/год), CRS(СF)
2 1.0 121.5 ± 1.2 33.1 ± 3.0 88.4 ± 3.2 4.1 ± 1.2 2023.6
5 3.6 132.9 ± 9.8 33.4 ± 2.8 99.5 ± 10.2 4.9 ± 1.6 2021.6
8 6.4 65.0 ± 5.0 48.7 ± 3.1 16.3 ± 5.9 0.2 ± 0.0 2017.8
11 9.2 109.0 ± 6.1 48.9 ± 3.6 60.1 ± 7.1 7.2 ± 1.9 2017.3
14 12.9 88.0 ± 5.5 37.7 ± 2.6 50.3 ± 6.1 6.5 ± 1.7 2014.7
17 17.0 69.4 ± 6.0 39.1 ± 2.9 30.3 ± 6.7 11.5 ± 3.2 2011.5
20 20.9 68.0 ± 5.6 35.7 ± 2.9 32.3 ± 6.3 5.1 ± 1.6 2009.5
23 24.6 52.4 ± 4.5 42.0 ± 2.8 10.4 ± 5.3 <мда*** 2007.4
26 28.7 53.9 ± 3.4 38.1 ± 2.2 15.8 ± 4.0 <мда 2006.7
29 32.8 53.1 ± 5.9 34.1 ± 3.2 19.0 ± 6.7 2.1 ± 0.9 2005.4
32 37.3 49.0 ± 4.4 37.7 ± 2.4 11.3 ± 5.0 <мда 2004.0
35 42.0 49.0 ± 4.4 37.7 ± 2.4 11.3 ± 5.0 <мда 2002.8
38 45.9 56.5 ± 4.7 44.8 ± 3.0 11.7 ± 5.6 <мда 2001.8
41 49.6 55.9 ± 5.2 34.4 ± 2.5 21.5 ± 5.8 <мда 2000.9
44 53.7 77.1 ± 10.9 35.6 ± 3.8 41.5 ± 11.5 1.5 ± 1.0 1999.1
47 57.9 80.4 ± 4.4 40.1 ± 2.1 40.3 ± 4.9 5.4 ± 0.4 1994.4
50 62.2 62.6 ± 5.3 37.1 ± 2.7 25.5 ± 5.9 5.7 ± 0.4 1989.9
53 66.5 67.6 ± 4.7 42.1 ± 2.6 25.5 ± 5.4 1.0 ± 0.2 1985.9
56 71.2 65.5 ± 4.3 32.3 ± 2.1 33.2 ± 4.8 1.0 ± 0.4 1982.3
59 75.8 78.6 ± 5.4 41.8 ± 2.5 36.8 ± 6.0 7.9 ± 2.1 1974.2
62 79.6 66.3 ± 4.7 42.8 ± 2.8 23.5 ± 5.5 1.4 ± 0.3 1966.6
65 83.6 69.1 ± 4.4 34.8 ± 2.2 34.3 ± 4.9 4.1 ± 1.2 1960.1
68 87.5 60.5 ± 6.9 47.2 ± 4.1 13.3 ± 8.0 <мда 1946.2
71 91.8 52.1 ± 8.8 39.7 ± 2.3 12.4 ± 9.1 <мда 1940.1
74 96.2 50.2 ± 4.3 31.3 ± 2.3 18.9 ± 4.9 <мда 1929.1
77 100.1 52.4 ± 3.0 41.5 ± 2.8 10.9 ± 4.1 <мда 1909.9
*— погрешность измерений;
**— уравнение, описывающее экспоненциальное снижение удельной активности 210РЪизб, по которому рассчитывали скорость осадконакопления (8, см/год) ***— минимально детектируемая активность радионуклида.
210
В колонках РК-1 и РК-2 удельная активность РЬобщ была идентична и варьировала в диапазоне 101.8—38.7 Бк/кг. Невысокие уровни объясняются разбавлением радионуклида, поступающего из атмосферы, с массой наносов флювиогляциальных потоков. Среднее содержание 22^а в РК-1 составляет 40.6 ± 3.8 Бк/кг, РК-2 — 35.2 ± 3.7
137
Бк/кг. Сs количественно определяется по всему профилю каждой колонки в пределах от 0.2 до 6.8 Бк/кг.
210
В колонке КЗ-1 значения РЬобщ были выше, чем в РК-1 и РК-2 и достигали 132.9—50.2 Бк/кг. Среднее содержание 22&Ка — 38.9 ± 4.9 Бк/кг. Диапазон удельной
активности 137Сs в профиле колонки составляет от <мда до 11,5 Бк/кг.
210
Наблюдаемое устойчивое снижение удельной активности РЬизб с глубиной по профилю исследуемых колонок характеризует стабильность процессов осадконакопления и дает возможность провести датировку слоев донного осадка. Возраст слоев колонок РК-
210 137
1 и РК-2 был рассчитан по экспоненциальному снижению РЬизб (табл. 1). Профили Сs в этих колонках из-за недостаточности вскрытой осадочной толщи не содержат «классических» хроностратиграфических пиков удельной активности в донных отложениях, обусловленных испытаниями ядерного оружия (1961-1963 гг.) и атмосферными выпадениями после аварии на Чернобыльской АЭС (1986 г.).
Воз_раст слоев колонки КЗ-1, рассчитанный с помощью модели СБ, подтверждается пиком Сs 4.1 Бк/кг в слое 65 см (83.6 г/см ) - атмосферные выпадения радионуклидов после ядерных испытаний на Новой Земле (1961-1963 г.). Также можно предположить, что повышение удельной активности до 7.9 Бк/кг в слое 59 см (75.8 г/см2) связано с переносом из Ирландского моря сбросов завода «Селлафильд» (максимум в 1970-1975 гг.) в составе Западно-Шпицбергенского течения [Сивинцев и др., 2005].
На востоке устьевой зоны реки Грёнфьорд, где выделяется градиент солёности, основное количество отложений аккумулируется в 200 м от дельты (точка РК-1) \_Meshcheriakov в1 а1., 2024]. Поверхностный слой воды (до 0.6 м) сильно опреснен речными водами. Соленость верхнего слоя воды составляет от 1 до 6 рви, на глубине 10 м она достигает значений 24.3 рви, а в придонном слое 33.3 рви. Темпы седиментации в
точке РК-1 достигают значений 2.4 см/год, возраст вскрытой осадочной толщи мощностью 28 см составляет ~11 лет (табл. 1). В точке РК-2 на удалении 400 м от дельты реки Грёнфьорд, скорость седиментации снижается до 1.6 см/год, возраст нижнего слоя 48 см составляет ~29 лет (табл. 1). Скорость седиментации в точке КЗ-1, расположенной на западе исследуемого района в 500 м от устья ручья Бретъёрна, составляет в среднем 1.2 см/год, возраст нижнего слоя 78 см ~114 лет (табл. 1). С помощью модели CF удалось установить изменчивость этого параметра в кутовой части залива в течение датируемого временного диапазона, которая, обусловлена смягчением климата и, как следствие, увеличением объема флювиогляциальных потоков, поступающих в водосборный бассейн в первой декаде XX в. Так, в период с 1910 по 2000 гг. темпы осадконакопления варьировали в диапазоне 0.1-1.0 см/год, с 2001 по 2007 гг. - 2.1-3.1 см/год, с 2010 по 2023 -1.0-1.5 см/год за исключением 2017 г., когда произошел скачок до 2.2 см/год. Среднее значение за 114 лет составляет 1.2 ± 0.9 см/год.
Полученные значения сопоставимы с результатами исследования темпов осадконакопления в районе устьевого взморья реки Грёндален в 2022 г. и подтверждают предположение о резком уменьшении общего количества осадочного вещества, выносимого в море на расстоянии после 200 м от устья реки. По мере удаления от линии уреза воды устьевой зоны темпы осадконакопления в заливе снижаются в два раза, от 2.4 см/год на расстоянии 200 м до 1.2 см/год на расстоянии 500 м. [Meshcheriakov et. al., 2024]. Данный процесс происходит за счет механической дифференциации вещества из-за значительного снижения скорости потока, выносящего терригенный материал [Лисицын, 1994; Лукашин и др., 2019].
Авторский коллектив благодарит администрацию ММБИ РАН, а также сотрудников зимовочного состава РАЭ-Ш и сезонной экспедиции «Шпицберген» ААНИИ за логистическую помощь, предоставленную возможность предварительной подготовки проб донных отложений в химико-аналитической лаборатории в пос. Баренцбург, предоставление океанографического оборудования и данных.
Работа выполнена при финансовой поддержке РНФ, грант № 22-17-00243.
ЛИТЕРАТУРА
Лисицын А.П. Маргинальный фильтр океанов // Океанология. 1994. Т. 34. № 5. С. 735-747.
Лукашин В.Н., Кравчишина М.Д., Клювиткин А.А. и др. Геохимия взвешенного вещества в маргинальном фильтре реки Волги // Океанология. 2019. Т. 59. №3. C. 421-432. doi: 10.31857/S0030-1574593421-432
Мещеряков Н.И. Особенности седиментогенеза в заливе Грён-фьорд (Западный Шпицберген) // Вестник МГТУ. 2017. Т. 20. № 1. С. 272-279.
210 137
Мещеряков Н.И., Усягина И.С., Архипов В.В. и др. Опыт 210Pb и Cs датирования отрицательных форм микрорельефа Баренцево-Карского шельфа: методические аспекты // Рельеф и четвертичные образования Арктики, Субарктики и Северо-Запада России. 2022. № 9. С. 170-174. doi: 10.24412/2687-1092-2022-9-170-174
Сивинцев Ю. В., Вакуловский С. М., Васильев А. П. и др. Техногенные радионуклиды в морях, омывающих Россию. М., ИздАТ, 2005. 624 с.
Соловьянова И.Ю., Третьяков М.В. Наблюдение за стоком взвешенных наносов рек бассейна залива Грен-фьорд // Комплексные исследования Шпицбергена. Вып.4. Апатиты: Изд. КНЦ РАН, 2004. С.230-236.
Третьяков М.В., Брызгало В.А., Румянцева Е.В., Ромашкова К.В. Пресноводные ресурсы Западного Шпицбергена в современных условиях (многолетние исследования
ААНИИ). СПб: Ротапринт ААНИИ, 2021. 200 с.
210
Abril J.M. On the use of Pb-based records of Sedimentation rates and activity concentrations for tracking past environmental changes // Journal of Environmental Radioactivity. 2022. Vol. 244-245. doi: 10.1016/j.jenvrad.2022.106823
Aliev R.A., Bobrov V.A., Kalmykov S.N. et al. Natural and artificial radionuclides as a tool for sedimentation studies in the Arctic region // Journal of Radioanalytical and Nuclear Chemistry. 2007. Vol. 274. № 2. P. 315-321. doi: 10.1007/s10967-007-1117-x
Ellegaard M, Clarke AL, Reuss N et al. Multi-proxy evidence of long-term changes in ecosystem structure in a Danish marine estuary, linked to increased nutrient loading // Estuarine, Coastal and Shelf Science. 2006. Vol. 68. Is. 3-4. P. 567-578. doi: 10.1016/j.ecss.2006.03.013
Meshcheriakov N. I., Usyagina I. S., Namyatov A. A., Tokarev I. V. Stratigraphic Chronology and Mechanisms of Formation of Bottom Sediments at the Mouth of the Grandalen River (Gren-Fjord, West Spitsbergen) during the Period of Climatic Changes // Stratigraphy and Geological Correlation. 2024. Vol. 32. № 5. P. 631-645. doi: 10.1134/S0869593824700151
Sanchez-Cabeza, J.A. and Ruiz-Fernandez, A.C. 210Pb sediment radiochronology: an integrated formulation and classification of dating models // Geochimica et Cosmochimica Acta. 2012. Vol. 82. P. 183-200. doi: 10.1016/j.gca.2010.12.024
PRELIMINARY RESULTS OF DETERMINING CURRENT RATES OF SEDIMENTATION IN THE UPPER PART OF GROEN FJORD BAY (WESTERN
SPITSBERGEN)
12 12 1 Ivanova N.S. ' , Usyagina I.S. , , Mescheriakov N.I.
1 Murmansk Marine Biological Institute of the Russian Academy of Sciences, Murmansk, Russia 2 Institute of North Industrial Ecology Problems, Apatite, Russia
Sedimentation rates were calculated in the apex of Grenfjord (Western Spitsbergen), which is most susceptible to the influence of fluvioglacial flows, using isotope dating method. The material for the study was three columns of bottom sediments selected during the coastal expedition of the MMBI RAS to the Spitsbergen archipelago in 2022. An assessment of the content of radionuclides and the age of layers in the profiles of bottom sediment columns was carried out in 2023-2024. It was found that with distance from the river 's mouth zone, the rate of sedimentation in the bay decreases by half - from 2.4 cm / year at a distance of 200 m to 1.2 cm / year at a distance of 500 m. Using the CRS (CF) model, variability in sedimentation rates in the inner part of the bay was revealed over ~114 years.
Keywords: Gron-Jjord, bottom sediments, sedimentation chronology, fluvioglacial flows
REFERENSES:
Lisitsyn A.P. Marginal filter of the oceans // Oceanology. 1994. Vol. 34. № 5. P. 735-747. Lukashin V.N., Kravchishina M.D., Klyuvitkin A.A. et al.. Geochemistry of Suspended Particulate Matter in the Volga River Marginal Filter // Oceanology. 2019. Vol. 59. №3. P. 381-391. doi: 10.1134/S0001437019030135
Meshcheryakov N.I. Features of sedimentation in the Gren-fjord (West Spitsbergen) // Bulletin of Moscow State Technical University. 2017. Vol. 20. №. 1. P. 272-279.
Meshcheriakov N.I., Usyagina I.S., Arkhipov V.V. Experience of 210Pb and 137Cs dating of negative forms of microrelief of the Barents-Kara shelf: methodological aspects // Relief and Quaternary formations of the Arctic, Subarctic and North-West Russia. 2022. No. 9. P. 170-174. doi:10.24412/2687-1092-2022-9-170-174
Sivincev Yu. V., Vakulovskij S.M., Vasil'ev A.P. et al. Technogenic radionuclides in the seas washing Russia. M., Publishing House, 2005. 624 p.
Solovyanova I.Yu., Tretyakov M.V. Monitoring the runoff of suspended sediment in the rivers of the Gran-fjord Bay basin // Comprehensive studies of Spitsbergen. Vol. 4. Apatity: Publishing house. KSC RAS. 2004. P. 230-236.
Tretiakov M.V., Bryzgalo V.A., Rumiantseva E.V., Romashova K.V. Freshwater resources of Western Spitsbergen in modern conditions (longterm studies of the AARI). SPb: Arctic and Antarctic Research Institute, 2021. 200 p.
Abril J.M. On the use of 210Pb-based records of sedimentation rates and activity concentrations for tracking past environmental changes // Journal of Environmental Radioactivity. 2022. Vol. 244-245. doi: 10.1016/j.jenvrad.2022.106823
Aliev R.A., Bobrov V.A., Kalmykov S.N. et al. Natural and artificial radionuclides as a tool for sedimentation studies in the Arctic region // Journal of Radioanalytical and Nuclear Chemistry. 2007. Vol. 274. № 2. P. 315-321. doi: 10.1007/s10967-007-1117-x
Ellegaard M, Clarke AL, Reuss N et al. Multi-proxy evidence of long-term changes in ecosystem structure in a Danish marine estuary, linked to increased nutrient loading // Estuarine, Coastal and Shelf Science. 2006. Vol. 68. Is. 3-4. P. 567-578. doi: 10.1016/j.ecss.2006.03.013
Meshcheriakov N. I., Usyagina I. S., Namyatov A. A., Tokarev I. V. Stratigraphic Chronology and Mechanisms of Formation of Bottom Sediments at the Mouth of the Grandalen River (Gren-Fjord, West Spitsbergen) during the Period of Climatic Changes // Stratigraphy and Geological Correlation. 2024. Vol. 32. № 5. P. 631-645. doi: 10.1134/S0869593824700151
Sanchez-Cabeza, J.A. and Ruiz-Fernandez, A.C. 210Pb sediment radiochronology: an integrated formulation and classification of dating models // Geochimica et Cosmochimica Acta. 2012. Vol. 82. P. 183-200. doi: 10.1016/j.gca.2010.12.024
