В конце 90-х годов проводились совместные российско-шведские палеолимнологические исследования озер Карельского перешейка (Ленинградская обл.) в рамках проекта «Реконструкция изменений климата и природной среды на северо-западе России и вокруг Балтийского моря за последние 15 000 лет» [Субетто и др., 1999; 2001]. Цель работы - выявление закономерностей изменения природных условий на границе позднего плейстоцена - голоцена на северо-западе России по материалам изучения донных отложений озер и установление сравнительных временных рубежей природных изменений на западных и восточных побережьях Балтики. Для исследования были выбраны два небольших озера - Медведевское и Пасторское, расположенных на центральной возвышенности Карельского перешейка. Были проведены комплексные исследования с применением высокоразрешающей методологии определения возрастных параметров осадков - радиоуглеродного датирования методом AMS и тефрохронологии, в результате которых были обнаружены прослои вулканического пепла исландского вулкана Катла, извергавшегося 10 300 радиоуглеродных лет назад (¹⁴С л.н.) [Субетто и др., 1999; Subetto et al., in press]. В данной работе приводятся результаты комплексного изучения донных отложений оз. Медведевского, на основе которых делается попытка реконструировать развитие климата и природных обстановок на рубеже позднего плейстоцена и голоцена.

Колонка донных отложений оз. Медведевского (60°13', 89 с.ш., 29°54', 06 в.д.), расположенного на центральной возвышенности Карельского перешейка в 2 км к югу от оз. Мичуринского на абсолютной высоте 102.2 м (рис. 1), была отобрана со льда в марте 1997 г. с помощью торфяного бура (длина рабочей части 1 м, диаметр 5 см) и имела мощность 2.36 м. Небольшое мелководное озеро (площадь зеркала 0.5 км², максимальная глубина около 4 м) расположено на моренной равнине, покрытой растительностью среднетаежного типа - сосновым лесом с примесью ели. Озеро, как и вся возвышенная часть Карельского перешейка, в период дегляциации никогда не покрывалось водами крупных приледниковых бассейнов.

Во время бурения отбирались две рядом расположенные колонки с перекрытием каждого керна на 0.5 м для более точной литостратиграфической корреляции. Керны после предварительного описания целиком заворачивались в пластик и упаковывались в половинки пластиковых труб для дальнейшей их транспортировки в Институт озероведения РАН. В лабораторных условиях производились детальное литостратиграфическое описание кернов, их корреляция между собой, отбор проб на магнитный, химический, палинологический, диатомовый, тефрохронологический анализы и для радиоуглеродного датирования. Образцы на магнитный анализ отбирались через каждые 5 мм. Магнитные измерения включали в себя определение изотермической остаточной намагниченности (SIRM) и магнитной восприимчивости (χ). Остаточная намагниченность измерялась с помощью магнетометра Molspin «Minispin», а магнитная восприимчивость определялась Digital Voltmeter Kopparbridge, KLY-2. Данные по магнитной восприимчивости позволили скоррелировать между собой с более высокой степенью достоверности керны донных отложений. Значения остаточной намагниченности и магнитной восприимчивости отражают прямо пропорционально относительное содержание магнитных минералов в осадке, а также роль аллохтонного материала в осадконакоплении. На определение общего содержания органического углерода (С_орг) отбирались каждые 2 см осадка, которые затем высушивались при температуре 105 °С в течение 12 ч, растирались, и навеска 0.2 г сжигалась на мультифазном углерод-анализаторе LECO RC-412. Содержание неорганического углерода в образцах было незначительным и не превышало 1 %.

Для палинологических исследований брались навески в 1 см³ из богатой органическим веществом части керна и 2 см³ из минеральной части с интервалом от 2 до 5 см. Для подсчета концентрации пыльцевых зерен в образцы были добавлены таблетки спор Lycopodium с известным количеством спор. Осадки из нижней минеральной части колонки проваривались с тяжелой жидкостью (CdI₂ + KI) с целью удаления минеральных частиц. Прочие образцы обрабатывались по методике Берглунда - Ральской-Ясевичевой [Berlung & Ralska-Jasiewiczowa, 1986], включающей обработку 10%-ной плавиковой кислотой (HF). В каждом образце просчитывалось 400-600 пыльцевых зерен. В минеральной части керна, где концентрация пыльцы была низкой, удавалось просчитать не более 100 зерен. По результатам палинологического и диатомового анализов с помощью программ TILIA и TILIA GRAPH2 [Grönvold et al., 1995] построены процентные диаграммы, где общее содержание пыльцы учитывалось как сумма пыльцы деревьев, кустарников и травянистых растений. Образцы на диатомовый анализ отбирались через каждые 5 см и обрабатывались по стандартной методике [Давыдова, 1985].

Реконструированная величина рН высчитывалась по формуле:

рН = 6.4 - 0.85 • log Index В,

где Index В = (нейтрофилов + 5 • ацидофилов + 40 • ацидобионтов) / (нейтрофилов+ 3.5 • алкалифилов + 108 • алкалибионтов) [Björck et al., 1996]

Для тефрохронологического анализа образцы осадка отбирались каждые 5 см, прокаливались при температуре 550 °С в течение 4 ч, помещались в 10%-ную соляную кислоту на 12 ч и просеивались через сита в 24 и 80 микрон. Фракция между 24 и 80 микронами отбиралась для дальнейшей экстракции стекол вулканического пепла, которые в свою очередь подвергались микропробному геохимическому анализу [Wastegård et al., 2000].

Макроостатки наземных и водных растений, сконцентрированные при промывании образцов донных отложений, а также валовые образцы использовались для определения радиоуглеродного возраста с помощью акселерат-масс-спектрометра (AMS) в лаборатории университета г. Уппсалы, Швеция.

Литостратиграфия. Согласно литостратиграфическому описанию колонки донных отложений оз. Медведевского было выделено 7 интервалов (табл. 1).

В нижней части колонки - интервалы 1 (4.8-4.7 м) и 2 (4.7-4.5 м) - донные отложения представлены слоистыми песчаными алевритами и песками с резкими границами между отдельными слоями с черными примазками гидротроилита (FeS • nН₂O). Содержание С_орг низкое и не превышает 0.8 %, исключая 5%-ный пик на глубине 4.83 м. Значения остаточной намагниченности (SIRM) и магнитной восприимчивости (χ) низкие, что свидетельствует о низкой концентрации магнитных минералов в осадке (рис. 2).

Выше по разрезу (интервалы 3 - 4.52-3.91 и 4 - 3.91-3.85) отложения имеют более тонкий гранулометрический состав (алевриты, глинистые алевриты) с черной полосчатостью (FeS). Содержание С_орг слабо возрастает, оставаясь не многим более 0.8 %. С горизонта 4.38 м оно колеблется в пределах 0.6-1.3 %, а с 4.04 м - достигает 2 %. Магнитные показатели остаются по-прежнему низкими, как и в предыдущих горизонтах.

В интервале 5 (3.85-3.79 м) происходит постепенная смена минеральных отложений более органогенными, глинистые алевриты сменяются алевритовыми илами с содержанием органического углерода до 2.2 % и с его увеличением на глубине 3.82 м до 4-5 %. Значения остаточной намагниченности и магнитной восприимчивости остаются на том же уровне.

Выше (интервал 6 - 3.79-3.72 м) осадок постепенно переходит в зеленоватые глинисто-алевритовые водорослевые илы. Содержание органического вещества остается прежним, но на глубине 3.77 м снижается до 0.58 %, а на глубине 3.73 м наблюдается пик в 9.53 %. В этом интервале отмечен слабый рост намагниченности.

Таблица 1. Литостратиграфическое описание донных отложений оз. Медведевского

Примечание. *Глубина указана от поверхности воды.

Верхняя часть разреза донных отложений (интервал 7 - 3.72-3.55 м) представлена темно-бурыми органогенными илами, насыщенными макроостатками и перекрывает нижележащие осадки с очень резкой, отчетливой границей. На глубине 3.71-3.69 м наблюдается топкая торфяная прослойка. Содержание С_орг резко возрастает с 9 до 37 % на глубине 3.69 м. Намагниченность остается низкой.

Биостратиграфия. 1. Палинология. Донные отложения оз. Медведевского были подразделены на 5 палинозон (рис. 3). В основании колонки (зона ME 1, 4.80-4.415 м) они характеризуются высоким процентным содержанием пыльцы сосны (40-50 %) и березы (20-30 %), низкой численностью пыльцы ели, карликовой березы, полыней и маревых, осоковых и злаков, встречены редкие зерна ив и вересковых. В нижней части зоны обычна пыльца серой ольхи, а в средней - наблюдается большое количество Pediastrum (до 30 %). Выше сокращается количество пыльцы сосны и березы и одновременно возрастает содержание пыльцы полыней и маревых. Общее количество пыльцы в отложениях постепенно возрастает с 6 000 до 39 000 зерен на куб. см, а в горизонтах 4.55 и 4.50 м оно достигает 200 000 и 65 000 зерен на куб. см. соответственно (рис. 4).

В зоне ME 2 (4.41-4.09 м) господствует пыльцы полыней (35-55 %) и маревых (5-25 %). Отмечено более низкое содержание пыльцы древесных пород, осоковых, а также карликовой березы и злаков. Пыльца ив и Pediastrum встречены спорадически. Общее содержание пыльцы в пределах зоны колеблется от 41 000 до 11 000 зерен на куб. см. В сравнении с зоной ME 1 содержание пыльцы сосны, березы и ели уменьшилось значительно, тогда как концентрация пыльцы полыни и в меньшей степени маревых и осоковых резко увеличилась.

Зона ME 3 (4.09-3.83 м) характеризуется увеличением содержания пыльцы березы (с 10 до 55 %), сосны и осоковых и снижением численности полыней (с 50 до 10 %) при малом участии пыльцы ели, серой ольхи, карликовой березы, ив и злаков. В верхней части зоны наблюдается пик пыльцы осоковых (25 %), увеличение злаков и снижение содержания пыльцы сосны. По всей зоне происходит постепенное возрастание содержания Pediastrum до 20 %. Общая концентрация пыльцы в осадках зоны постепенно возрастает с 15 000 до 32 000 зерен на куб. см. В сравнении с предыдущей зоной здесь наблюдается рост доли пыльцы березы, осоковых и падение содержания пыльцы полыни.

В зоне ME 4 (3.83-3.71 м) наблюдаются высокое содержание пыльцы березы (60-75 %) и сосны (25-35 %), заметное уменьшение доли пыльцы карликовой березы, полыней, осоковых и злаков. В небольшом количестве присутствует пыльца ели, серой ольхи и ив. Впервые встречена пыльца вяза и лещины. В нижней части зоны наблюдается пик (40 %) количества Pediastrum, выше по разрезу оно снижается. Общее содержание пыльцы в пределах зоны существенно повышается с 33 000 зерен на куб. см на глубине 3.81 м до 200 000 - на глубине 3.72 м, достигая наивысшего значения 700 000 зерен на куб. см на глубине 3.75 м. Эта зона характеризуется по сравнению с зоной ME 3 почти скачкообразным, многократным ростом концентрации пыльцы в осадке в интервале от 3.80 до 3.75 м, максимальным пиком количества пыльцы березы и ее падением в верхней части интервала. Происходит постепенное снижение процентного содержания пыльцы сосны и выклинивание кривых полыней и осоковых.

Зона ME 5 (3.71-3.55 м) характеризуется значительным количеством пыльцы березы (70-45 %) и сосны (40 %), ростом участия пыльцы серой ольхи (20 %) при небольшом участии пыльцы ели, вяза и лещины, а также карликовой березы, осоковых и злаков (рис. 3). Концентрация пыльцы в начале этой зоны наивысшая - более 1.2 млн зерен на куб. см (рис. 4). По сравнению с предыдущей зоной процентное содержание пыльцы сосны и серой ольхи существенно возросло, как и пыльцы вяза и лещины, участие березы заметно сократилось.

2. Диатомовые водоросли. По составу диатомовых комплексов в донных отложениях озера выделено 4 зоны (рис. 5). В нижнем интервале осадков (зона ME 1D, 4.80-4.71 м) диатомеи полностью отсутствуют. Выше по разрезу (зона ME 2D, 4.71-4.32 м) в отложениях встречено единично 20 видов и разновидностей пресноводных диатомей, в том числе 2 планктонные диатомеи - Asterionella formosa Hass. и Cyclotella antiqua W. Sm., 7 обитателей обрастаний, из которых наиболее часты Fragilaria construens var. venter (Ehr.) Hust. и Opephora martyi Herib., и 11 донных, из них 5 Pinnularia, 2 Stauroneis. Возможно, створки некоторых из них находятся во вторичном залегании и принесены талыми водами.

В зоне ME 3D (4.32-3.72 м) существенно увеличиваются численность и видовое разнообразие диатомей (139 видов и разновидностей), преобладают эпифиты (Opephora martyi, Tabellaria flocculosa (Roth.) Kutz., Fragilaria construens var. venter (Ehr.) Hust., F. brevistriata Grun., Eunotia gracilis Meist.), дающие 70-90 % створок, и донные диатомеи, главным образом Pinnularia virdis (Nitzsch.) Ehr. (10-35 %). Планктонные диатомеи единичны, их количество начинает увеличиваться с глубины 3.76 м. Господствуют диатомеи алкалибионты и алкалифилы.

В зоне ME 4D (3.72-3.00 м) происходят резкое сокращение видового разнообразия диатомей (до 70 видов и разновидностей) и смена доминантов. Доминантами становятся планктонные диатомеи (40-80 %) Aulacoseira tethera Е. Haworth, A. distans (Ehr.) Sim., A. alpigena (Grun.) Sim. Створки эпифитов, главным образом Eunotia serra Ehr., Fragilaria constricta Ehr., F. exigua Grun., составляют в сумме 10-45 %. Содержание донных диатомей, в том числе Frustulia rhomboides (Ehr.) D.Т., постепенно возрастает вверх по разрезу с 5 до 35 %. В этой зоне происходит существенное увеличение содержания диатомей ацидофилов.

Величина рН, реконструированная по составу диатомовых комплексов, достигает значений 7-8 в нижней части отложений зоны ME 3D, затем она становится более 8 в интервале 3.91-3.795 м, далее резко уменьшается в интервале 3.795-3.700 м - в переходной зоне от минерагенных осадков к органогенным илам - сначала до 7, а затем в верхних горизонтах илов (зона ME 4D) становится менее 6 (рис. 6).

Хронология. В донных отложениях оз. Медведевского впервые для Северо-Западного региона был обнаружен тонкий прослой вулканического пепла [Субетто и др., 2001; Wastegård et al., 2000]. Прозрачные, слабо окрашенные вулканические стекла риолитового состава так называемого Ведде пепла [Kutzbach et al., 1993] были найдены па глубине 4.10-4.15 м. Этот прослой пепла образовался в результате извержения вулкана Катла, расположенного на юго-западной оконечности о-ва Исландия [Субетто и др., 2001; Walker et al., 1999]. Это событие произошло около 10 400 - 10 300 радиоуглеродных лет назад [Birks et al., 1996; Walker et al., 1999], или 12 000 GRIP календарных лет, по данным датирования ледяного керна из Гренландии [Grimm, 1991]. Находка аналогичного прослоя Ведде пепла в донных отложениях еще одного озера на Карельском перешейке - оз. Пасторском [Субетто и др., 2001; Wastegård et al., 2000] - свидетельствует о его широком распространении и о силе извержения, приведшей к очень дальнему переносу вулканического пепла на расстояние свыше 2500 км [Субетто и др., 2001]. Таким образом, прослой вулканического Ведде пепла может служить хорошим маркирующим горизонтом для корреляции различных озерных и болотных отложений и позволяет датировать позднедриасовые отложения, часто бедные органикой, и в связи с этим трудно датируемые с помощью традиционных методов.

Данные радиоуглеродного AMS датирования представлены в табл. 2 и рис. 7. Полученные датировки варьируют от 9 735 ± 90 ¹⁴С л.н, в нижней части разреза на глубине 3.98-4.00 м до 8 930 ± 100 ¹⁴С л.н. на глубине 3.695-3.71 м в основании зоны 7 литостратиграфического интервала, представленного органогенными илами. Радиоуглеродные датировки были откалиброваны с помощью программы OxCal v 3.5 [Bondestam et al., 1994; Severinghaus et al., 1998]. Две датировки на глубинах 3.71-3.72 и 3.69-3.71 м составили 9 000 ± 70 ¹⁴С л.н. и 8 930 ± 100 ¹⁴С л.н. соответственно. Эти даты предшествуют значительному подъему кривой Alnus incana, росту концентрации ее пыльцы на глубине 3.65 м и хорошо коррелируются с датами для этого события, полученными из других разрезов на Карельском перешейке [Arslanov et al., 1999] и в южной Финляндии [Bondestam et al., 1994]. Этот факт свидетельствует о синхронности миграции серой ольхи на территорию Карельского перешейка и южной Финляндии около 9 000 ¹⁴С л.н. и позволяет использовать это событие как временной маркер для изучаемой территории. Для построения временной модели был использован тот факт, что увеличение процентного содержания пыльцы полыни (на глубине 4.41 м) было синхронным не только для территории Карельского перешейка, но и для всех территорий, прилегающих к Северной Атлантике. Это следует из последних публикаций [Björck et al., 1996; 1998] и соответствует началу позднего дриаса, по классической хронологии [Mangerud et al., 1984], или началу Гренландского стадиала (GS-1), согласно номенклатуре новой событийной стратиграфии [Björck et al., 1998]. Возраст этого события по данным из ледовых кернов, полученных в Гренландии, составляет 12 650 GRIP кал. л. н. [Björck et al., 1998]. Темп седиментации донных отложений в литологическом интервале 3, просчитанный исходя из стратиграфического положения прослоя вулканического пепла Ведде (12 000 GRIP кал. л. н.), составил 0.042 см в год. Существенное увеличение концентрации пыльцы в отложениях оз. Медведевского па глубине 3.76 м (рис. 4) произошло около 11 000 кал. л. н., а дальнейшее увеличение общей концентрации пыльцы, и в частности - пыльцы серой ольхи на глубине 3.65 м, было около 10 100 кал. л. н.

Реконструкция природно-климатических изменений. Полученные данные позволяют реконструировать природно-климатическую обстановку на территории Карельского перешейка на рубеже позднего плейстоцена и голоцена и установить календарную хронологию событий, зафиксированных в донных отложениях оз. Медведевского (табл. 3).

Ранее 12 650 кал. л.н. отложения оз. Медведевского представлены песками и опесчаненными алевритами с примазками гидротроилита, с низким содержанием органического вещества и слабой намагниченностью. В летнее время в озеро поступали воды с края ледника и с тающих глыб мертвого льда, вызывавшие активное перемешивание водной массы при щелочной реакции воды. Летние сезоны были короткими, озеро вскрывалось ото льда не каждый год, было мелководным, слабо заселенным бентосными диатомеями. Нахождение в отложениях в небольших концентрациях пыльцы сосны объясняется ее дальним ветровым переносом с юга, где уже развилась лесная растительность. Значительная концентрация пыльцы березы говорит о присутствии березового древостоя на изучаемой территории, который в то время еще не образовывал лесов. Озеро было окружено безлесными пространствами с несомкнутым растительным покровом, представленным тундро-степными и кустарничковыми группировками на несформировавшихся почвах. Бедная тундро-степная растительность была распространена далеко к югу и востоку от Карельского перешейка [Elina et al., 1996], тогда как к юго-западу на территории Эстонии в растительном покрове присутствовали береза, сосна, ель [Saarse et al., 1996]. К концу периода в связи с резким похолоданием климата граница лесной растительности сместилась еще дальше к югу, что привело к почти полному прекращению дальнего переноса древесной пыльцы. Климат на Карельском перешейке в то время был арктическим, холодным и сухим. Возвышенность Карельского перешейка представляла собой полуостров или остров, окруженный почти со всех сторон холодными водами глубокого Балтийского ледникового озера (рис. 8).

12 650 - 11 000 кал. л.н. С этого времени (литологическая зона 4) в озере происходит постепенная смена характера донных отложений. С 11 500 кал. л. н. формируются глинисто-алевритовые илы, переходящие около 11 300 кал. л. н. в алевритовый ил (литологическая зона 5) и далее 11 000 кал. л. н. - в алевритовый органогенный ил (литологическая зона 6). Содержание С_орг постепенно возрастает с 2 % около 11 350 кал. л.н. до 4 % - 11 000 кал. л.н., показывая резкое снижение менее 1 % около 11 050 кал. л.н., что регистрирует, по-видимому, кратковременное похолодание. Бурное развитие мхов с 12 400 кал. л.н., возрастание количества диатомей, среди которых доминируют эпифиты, свидетельствуют о мелководности озера и о суровых климатических условиях. В большом количестве в осадках присутствуют водоросли Pediastrum, достигающие максимального содержания 11 200 кал. л.н., что также говорит о мелководности озера. Реконструированная величина рН воды (рис. 6) достигала в начале зоны 7-7.5, а в период 11 500-11 100 кал. л.н. возросла более 8. Щелочные условия в озере в период от 11 300 кал. л.н. и позже подтверждаются наличием в отложениях прослоев и примазок гидротроилита, что свидетельствует о долгих периодах зимнего ледостава и, как следствие этого, возникновении анаэробных обстановок в придонных слоях. Максимальные показатели щелочности воды отмечены в период 11 500-11 000 кал. л.н. Озеро в это время оставалось мелководным высокопродуктивным водоемом, куда еще поступали талые ледниковые воды. Мертвый лед растаял в бассейне озера, по-видимому, в период 11 500-11 000 кал. л.н.

В начале этого периода (палинозоны 2, 3 и начало зоны 4) при низкой общей концентрации пыльцы господствовала пыльца полыней, маревых и осоковых, что свидетельствует о распространении в окрестностях озера тундровых сообществ. Со времени 12 000 кал. л.н. возрастает количество пыльцы березы, с 11 500 кал. л.н. увеличивается общая концентрация пыльцы в отложениях, а с 11 400 кал. л.н. уменьшается численность пыльцы полыней. Таким образом, господствовавшая вокруг озера тундровая растительность 11 500 кал. л.н. сменилась преобладанием березняков, а 11 000 кал. л.н. - существенным сокращением полынных сообществ. Граница леса на территории Карельского перешейка продвинулась на север. Изменение характера растительности свидетельствует об изменении увлажненности территории: сухой холодный климат времени 12 650-11 500 кал. л.н. сменился более влажным и теплым, переход к которому произошел 11 200-11 000 кал. л.н., что подтверждается данными, полученными в южной Финляндии, где заросли карликовой березки доминировали в растительном покрове до 10 700 кал. л.н. [Hyvärinen, 1972], а реконструированные летние температуры воздуха достигали 7-10 °С [Bondestam et al., 1994].

11 000 - 10 100 кал. л.н. В осадках продолжается повышение содержания органического углерода с 4 % около 11 000 кал. л. н. до 9 % 10 350 кал. л.н. Слабо органический зеленовато-серый ил 10 200 кал. л.н. с резкой границей сменяется сильно органогенным темно-бурым илом (литологическая зона 7). Продолжается господство литоральных диатомей, характерных для мелководных озер, реконструированная величина рН воды составила ~6-7. С 10 400 кал. л.н. в осадках начинают появляться планктонные диатомеи, а с 10 200 кал. л.н. они доминируют, господствуют планктонные ацидофилы. Озеро становится более глубоким, с кислой реакцией воды (рН менее 6).

В озерных отложениях с 11 000 кал. л.н. возрастает общее содержание пыльцы, среди которой господствует пыльца сосны и березы. С 11 000-10 700 кал. л.н. появляется пыльца серой ольхи, вяза и лещины, но, исходя из концентрации пыльцы, можно полагать, что в сосново-березовых лесах на водосборе озера в подлеске господствовала лещина. Сокращается доля участия в растительном покрове полыней, осоковых и злаков.

Заметные изменения природной обстановки на Карельском перешейке произошли, таким образом, 11 000 кал. л.н., когда климат стал значительно теплее, окончательно исчезли последние участки мертвого льда, распространялись березово-сосновые леса и начал формироваться более плодородный почвенный покров. Изменилась активная реакция воды озера с щелочной на кислую в связи с увеличением содержания гуминовых кислот, поступавших с облесенных пространств водосбора, что наблюдается в это же время в озерах южной Финляндии [Bondestam et al., 1994]. С увеличением увлажненности климата растут уровень и глубина озера, что совпадает по времени с распространением на Карельском перешейке березово-сосновых лесов с участием лещины и указывает на переход к развитию бореальной лесной растительности около 11 000 кал. л.н. В южной Финляндии тополево-сосново-березовые леса начали появляться только 10 600 кал. л.н., когда летние температуры достигли 16-22 °С [Bondestam et al., 1994].

Таким образом, переход от суровых арктических условий к потеплению климата отмечен, как нами установлено, несколько позднее, чем в приатлантическом регионе, а именно: 10 800-10 200 кал. л.н., но генеральный тренд изменений климата и природной обстановки хорошо проявляется на северо-западе России.

Менее 10 100 кал. л.н. В озере продолжают формироваться органогенные илы (С_орг свыше 20 %). В пыльцевых спектрах наблюдается высокая концентрация пыльцы сосны и березы при высоком их процентном содержании. В лесах вокруг озера около 10 200 кал. л.н. появилась лещина, с 10 000 кал. л.н. - вяз и в большом количестве серая ольха. Осоковые и злаки не играли в растительном покрове заметной роли. Были распространены сосново-березовые леса с участием лещины, вяза и серой ольхи в условиях теплого и, возможно, влажного климата. В южной Финляндии эти события происходили несколько позднее - 9 700-9 900 кал. л.н. [Bondestam et al., 1994]. Орешник и вяз могли мигрировать на Карельский перешеек из района Эстонии, где их присутствие отмечено уже 10 700 кал. л.н. [Saarse et al., 1996]. Иммиграция серой ольхи в восточную Карелию произошла, по-видимому, не ранее 9 000 кал. л.н. [Elina et al., 1996].

Реакция озерных геосистем и растительности Карельского перешейка на изменение климата на рубеже аллерёд / поздний дриас (или GI-1a/GS-1) и на протяжении всего позднего дриаса (GS-1) является хронологически синхронной с Северо-Атлантическим регионом. Сухой и холодный климат, который фиксируется до и после осаждения Ведде пепла на территории Карельского перешейка, т.е. в течение Гренландского стадиала (GS-1), был господствующим в северной и центральной Европе [Mangerud et al., 1984]. Однако резкое и быстрое потепление, которое регистрируется по многим данным в Северо-Атлантическом регионе около 11 500 кал. л.н. [Björck et al., 1998; Walker et al., 1999], не очень отчетливо фиксируется на Карельском перешейке. Некоторое улучшение климата проявляется только около 11 200 кал. л.н., а четко выраженное улучшение климата, т.е. резкое повышение среднегодовой температуры и увеличение влажности / уменьшение испаряемости, произошло не ранее 11 000 кал. л.н. Этот временной сдвиг отмечается и в южной Финляндии, где заметное потепление датируется не раньше 10 800-10 200 кал. л.н. [Bondestam et al., 1994]. Отставание по времени начала изменения климата на территории Карельского перешейка на рубеже плейстоцена и голоцена, которое является, согласно данным ряда авторов, синхронным на остальной территории Северо-Атлантического региона [Birks et al., 1996] и во всем северном полушарии [Severinghaus et al., 1998], может быть объяснено следующим и причинами:

1) близостью Карельского перешейка к Скандинавскому ледниковому щиту,

2) существованием зоны вечной мерзлоты на северо-западе России,

3) окружением Карельского перешейка почти со всех сторон холодными водами Балтийского ледникового озера,

4) особенностями циркуляции воздушных масс.

Это, по-видимому, и были главные факторы, приведшие к почти 500-летнему запаздыванию потепления в районе Карельского перешейка по сравнению с Западной Европой. По экспериментальным данным Глобальной Циркуляционной Модели (GCM), резко выраженный контрастный климат с зимами холоднее, а летами теплее и суше, чем в настоящее время, был характерен для северо-восточной Европы во временном интервале 12 000-9 000 кал. л.н. [Kutzbach et al., 1993; Webb et al., 1993]. Экстремально континентальные климатические условия могли на протяжении длительного времени консервировать на огромных территориях северо-запада России вечную мерзлоту, которая в свою очередь оказывала влияние на атмосферную циркуляцию и перенос тепла, создавая область высокого давления, которая могла блокировать западный перенос теплых воздушных масс. Кроме этого, сильные восточные ветры, дующие к югу от Скандинавского ледникового щита, могли усиливать антициклональную циркуляцию [Harrison et al., 1996; Yu & Harrison, 1995]. Только около 10 000-9 000 кал. л.н., когда произошло окончательное разрушение Скандинавского ледникового щита, область с засушливым климатом и с господствующими восточными ветрами на СЗ России могла исчезнуть, давая путь для распространения Северо-Атлантических воздушных масс на северо-западную часть территории России [Peterson, 1994]. Несмотря на то, что все эти модельные реконструкции не опираются в своей основе на высокоразрешающие геологические летописи, тем не менее примерное время наступления событий и предполагаемых сценариев сопоставимо с нашими данными, которые указывают на сухой и холодный климат между 11 000 и 10 200 кал. л.н. и на усиливающиеся потепление и увлажнение после 10 200 кал. л.н. Таким образом, циркуляция воздушных масс на северо-западе России была в отличие от Западной Европы сильнее подвержена влиянию Скандинавского ледникового щита и вечной мерзлоты, блокировавших западный перенос теплых воздушных масс на протяжении пары тысяч лет.

Выводы

1. Арктические природно-климатические условия с глыбами мертвого льда и вечной мерзлотой, с редкой кустарничковой, степной и луговой растительностью на скелетных и маломощных почвах были характерны для центральной возвышенности Карельского перешейка до 12 650 кал. л.н. Тундро-степные биоценозы и холодные сухие условия господствовали между 12 650 и 11 200 / 11 100 кал. л.н.

2. Продукция органического вещества в озерах Карельского перешейка начала медленно увеличиваться около 11 200-11 000 кал. л.н., а затем быстро расти после 11 000 кал. л.н., когда климат стал более теплым и влажным. В регионе появились сосново-березовые леса с примесью лещины, указывающие на переход к бореальному типу растительности около 11 000 кал. л. н.

3. Между 11 000 и 10 100 кал. л.н. фиксируется значительное улучшение климата. Последние остатки мертвого льда и вечной мерзлоты исчезают, бореальные леса занимают господствующее положение, развивается почвенный покров. Потепление климата и общий тренд в сторону большей увлажненности и меньшего испарения отмечается 10 200-10 100 кал. л.н.

4. Запаздывание реакции озерных геосистем и наземной растительности на Карельском перешейке на ярко выраженное потепление на рубеже плейстоцена и голоцена может быть объяснено различием циркуляции воздушных масс в этой части Европы по сравнению с Северо-Атлантическим регионом. Экстремальная континентальность климата, как было показано Глобальной циркуляционной моделью, и/или антициклональная циркуляция благодаря сильным восточным ветрам к югу от Скандинавского ледникового щита [Harrison et al., 1996; Kutzbach et al., 1993; Webb et al., 1993] способствовали сохранению вечной мерзлоты на СЗ России. Зона высокого давления над территорией распространения вечной мерзлоты и преобладание восточных ветров могли блокировать перенос теплых воздушных масс с запада на восток на протяжении двух тысяч лет.

Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ, проект № 01-05-65163.

Список литературы

1. Давыдова Н.Н. Диатомовые водоросли - индикаторы экологических условий водоемов в голоцене. Л., 1985. 243 с.

2. Субетто Д.А., Давыдова Н.Н., Вольфарт Б., Арсланов X.А. Лито-, био- и хроностратиграфия озерных отложении Карельского перешейка на границе позднего плейстоцена-голоцена // Изв. РГО. 1999. Т. 131. Вып. 5. С. 56-69.

3. Субетто Д.А., Вастегорд С., Сапелко Т.В., Вольфарт Б., Давыдова Н.Н. Первые находки вулканического пепла (12 000 календарных лет) в озерных отложениях на Карельском перешейке, СЗ России. // Изв. РГО. 2001. Т. 133. Вып. 3. С. 69-76.

4. Arslanov H.A., Saveljeva L.A., Gey N.A., Klimanov V.A., Chernov S.В., Chernova G.М., Kuzmin G.F., Tertychnaya Т.V., Subetto D.A., Denisenkov V.P. Chronology of vegetation and paleoclimatic stages of northwestern Russia during the Late Glacial and Holocene // Radiocarbon. 1999. Vol. 41. P. 25-45.

5. Berglund В.E., Ralska-Jasiewiczowa M. Pollen analysis and pollen diagrams // Berglund В.E. (ed.) Handbook of Holocene Palaeoecology and Palaeohydrology. 1986. P. 455-484.

6. Birks H.H., Gulliksen S., Haflidason H., Mangerud J., Possnert G. New radiocarbon dates for the Vedde Ash and the Saksunarvatn Ash from western Norway // Quaternary Research. 1996. Vol. 45. P. 119-127.

7. Björck S., Kromer В., Johnsen S., Bennike O., Hammarlund D., Lemdahl G., Possnert G., Rasmussen T.L., Wohlfarth В., Hammer C.U., Spurk M. Synchronised terrestrial-atmospheric deglacial records around the North Atlantic // Science. 1996. Vol. 274. P. 1155-1160.

8. Björck S., Walker M.J.C., Cwynar L.С., Johnsen S., Knudsen K.-L., Lowe J.J., Wohlfarth В., INTIMATE members. An event stratigraphy for the Last Termination in the North Atlantic region based on the Greenland icecore record: a proposal by the INTIMATE group // J. of Quaternary Science. 1998. Vol. 13. P. 283-292.

9. Bondestam K., Vasari A., Vasari K., Lemdahl G., Eskonen K. Younger Dryas and Preboreal in Salpausselka Foreland, Finnish Karelia // Dissertations Botanicae. 1994. Vol. 234. P. 161-206.

10. Bronk Ramsey. 2000 OxCal v 3.5 Program, Oxford.

11. Elina G.A., Filimonova L.V. Russian Karelia // В.E. Berglund, H.J.B. Birks, M. Ralska-Jasiewiczowa & H.E. Wright (eds). Palaeoecological events during the last 15 000 years. 1996. P. 353-366.

12. Grimm E. Tilia 1.12, Tilia Graph 1.18. Illinois State Museum, Springfield, 1991.

13. Grönvold K., Oskarsson N., Johnsen S.J., Clausen H.В., Hammer C.U., Bond G., Bard E. Ash layers from Iceland in the Greenland GRIP ice core correlated with oceanic and land sediments // Earth and Planetary Science Letters. 1995. Vol. 135. P. 149-155.

14. Harrison S.P., Yu G., Tarasov P.E. Late Quaternary lake-level record from northern Eurasia // Quaternary Research. 1996. Vol.45.

15. Hyvärinen H. Flandrian regional pollen assemblage zones in eastern Finland // Commentaliones Biologicae. 1972. Vol. 59. P. 3-25.

16. Kutzbach J.E., Guetter P.J., Behling P.J., Selin R. Simulated climatic change: results of the COHMAP Climate-Model Experiments // Wright H.E. jr., Kutzbach J.E., Webb III Т., Ruddiman W.F., Street-Perrott F.A. & Bartlein P.J. (eds). Global Climates since the Last Glacial Maximum, 1993. P. 24-93.

17. Mangerud J., Lie S.E., Furners H., Kristiansen I.L., Lømo L. A Younger Dryas ash bed in western Norway and its possible correlations with tephra in cores from the Norwegian Sea and the North Atlantic // Quaternary Research. 1984. Vol. 21. P. 85-104.

18. Peterson G.M. Vegetational and climatic history of the western Former Soviet Union // Wright H.E. jr., Kutzbach J.E., Webb III Т., Ruddiman W.F., Street-Perrott F.A. & Bartlein P.J. (eds). Global Climates since the Last Glacial Maximum, 1994. P. 169-193.

19. Renberg I., Hellberg T. The pH history of lakes in south-west Sweden, as calculated from the subfossil diatom flora of the sediments // Ambio. 1982. Vol. 11. P. 30-33.

20. Saarse L., Mäemets H., Pirrus R., Rouk A.M., Sarv A., Ilves E. Estonia // Berglund B.E., Birks H.J.В., Ralska-Jasiewiczowa M. & Wright H.E. jr. Palaeoecological events during the last 15 000 years. 1996. P. 367-393.

21. Severinghaus J.P., Sowers Т., Brook E.J., Alley R.В., Bender M.L. Timing of abrupt climate change at the end of the Younger Dryas interval from thermally fractionated gases in polar ice // Nature. 1998.Vol. 391. P. 141-146.

22. Stuiver M., Reimer P.J., Bard E., Beck J.W., Burr G.S., Hughen K.A., Kromer В., McCormac G., van der Plicht J., Spurk M. INTCAL98 Radiocarbon age calibration, 24,000-0 cal BP // Radiocarbon. 1998. Vol.40. P. 1041-1083.

23. Subetto D.A., Wohlfarth В., Davydova N.N., Sapelko Т.V., Wastegård S., Possnert G., Persson Т., Khomutova V.I. Climate and environment on the Karelian Isthmus, north-western Russia, 13 000-9 000 cal. Yrs BP // Boreas. 2002. Vol. 31. Is. 1. P. 1-19.

24. Turney C.S.M. Extraction of rhyolitic component of Vedde microtephra from minerogenic lake sediments // Journal of Paleolimnology. 1998. Vol. 19. P. 199-206.

25. Walker M.J.C., Björck S., Lowe J.J., Cwynar L.C., Johnsen S., Knudsen K.-L., Wohlfarth В., INTIMATE group. Isotopic 'events' in the GRIP ice core: a stratotype for the late Pleistocene // Quaternary Science Reviews. 1999. Vol. 18. P. 1143-1150.

26. Wastegård S., Wohlfarth В., Subetto D.A., Sapelko Т.V. Extending the known distribution of the Younger Dryas Vedde Ash into north-western Russia // J. of Quaternary Science. 2000. Vol. 15. P. 581-586.

27. Webb III Т., Ruddiman W.F., Street-Perrott F.A., Markgraf V., Kulzbach J.E., Barllein P.J., Wright Jr. H.E., Prell W.L. Climatic changes during the past 18 000 years: regional synthesis, mechanisms and causes // Wright H.E. jr., Kutzbach J.E., Wedd III.Т., Ruddiman W.F., Street-Perrott F.A., Bartlein P.J. (eds). Global climate since the Last Glacial Maximum, 1993. P. 514-535.

28. Yu G., Harrison S.P. Holocene changes in atmospheric circulation patterns as shown by lake status changes in northern Europe // Boreas. 1995. Vol. 24. P. 260-268.