Введение

Верхнечетвертичные отложения севера Западной Сибири и островов Карского моря до сих пор изучены недостаточно полно. В последнее время по северу Западной Сибири и полуострову Ямал появились датировки, полученные с использованием современных методов датирования: оптико-стимулированной люминесценции (OSL) [2, 3, 7, 11, 19, 20, 22], электронно-парамагнитного резонанса (EPR) [8, 23], и радиоуглеродного датирования микрообъемов органики путем ускорительной масс-спектрометрии (AMS-метод) [2, 22]. Полученные геохронометрические данные по материковой суше охватывают значительный стратиграфический интервал - от среднего неоплейстоцена до голоцена.

Несмотря на значительные успехи, достигнутые в изучении материковых разрезов, острова Карского моря остаются слабо исследованными. Частично изучены погребенные льды и вмещающие их четвертичные отложения островов Диксон, Сибирякова, Свердруп, Арктического института, Сергея Кирова, Известий ЦИК и др. [15-17]. В основном исследовалась структура и изотопный состав подземных льдов. Кроме того, по торфянику на о-ве Свердруп получены радиоуглеродные датировки в интервале 9.7 - 11.6 тыс. лет, а на о-ве Сибирякова - 3.4-27.3 тыс. лет [16].

В.Н. Сакс считал, что часть островов Карского моря, в том числе и о-в Сибирякова, сложены каргинскими отложениями. На геологической карте четвертичных отложений масштаба 1:1 000 000 [6] (авторы В.М. Колямкин и Е.Е. Мусатов) в пределах острова также показано поле распространения каргинских (50-25 тыс. л.н.) отложений.

Район исследования

Остров Сибирякова (на старых картах Кузькин) находится на юго-востоке Карского моря, в Енисейском заливе. С севера, востока и юга остров окружен песчаными отмелями [10]. Абсолютные отметки рельефа острова незначительны, высшая точка в центре острова - 33 м. Рельеф выровненный, осложнен многочисленными речками и ручьями, небольшими озерами. Растительность острова тундровая. На отдельных участках берега острова Сибирякова представлены невысокими клифами, в которых обнажаются четвертичные глины, пески и торф. В обнажениях часто встречаются жилы льда, полигонально-жильные льды отображаются также и в микрорельефе внутренней части острова [16].

Остров Сибирякова посещен в 2008 и 2009 гг. экспедицией, организованной ВНИИОкеангеология, Институтом Криосферы Земли и МГУ. Обследованы северо-западный и южный берега острова (рис. 1, табл. 1).

Методика исследований

Четвертичные отложения острова вскрывались расчистками, фотографировались и описывались, после чего отбирались пробы. Произведено радиоуглеродное датирование органических остатков (древесина, торф), гранулометрический, минералогический (тяжелая фракция), спорово-пыльцевой, диатомовый анализы, изучены бентосные фораминиферы. Кроме того, выполнено датирование песчаных отложений методом инфракрасной оптико-стимулированной люминесценции (ИК-ОСЛ).

Результаты исследования

В северо-западной части острова обследовался участок берега длиной 5 км от изб Сибиряков Северо-Западный (на навигационных картах «маяк Кузькина 21») до устья реки Широкой. В конце июля здесь еще был довольно широкий припай, который отсутствовал лишь в местах впадения в море рек и ручьев. Береговой клиф невысокий (4-5 м), во многих местах со следами недавних обвалов, состоящих из блоков суглинков с дерном и травой. Обнаженные участки берега свидетельствуют о широком развитии в разрезе ледяных жил. Вымытые прежде волноприбойные ниши на некоторых участках берега обвалились, образовав пещеры и гроты, из которых вытекают ручьи, источником которых являются тающие подземные льды. Залегание обнажающихся в береговом обрыве четвертичных осадков нарушено криогенными процессами.

В целом для этой части острова характерно трехчленное строение разреза. Под почвенно-растительным слоем мощностью 25-40 см обычно вскрываются супеси светло-желтые, иногда глинистые, с редким гравием. Ниже обычно залегает торф плохо разложившийся, темно-коричневого цвета, мерзлый, с веточками и листочками кустарниковой растительности, веточками мха. Торф перекрывает слой светло-серых мелкозернистых песков. Пески обычно неяснослоистые, горизонтально-слоистые, иногда наблюдаются симметричные знаки ряби, как например, в т.н. 0809 (рис. 2). Пески несогласно перекрывают плотные, массивные суглинки коричневато-синевато-темно-серого цвета, содержащие большое количество гальки, гравия и редких небольших валунов. Суглинки мерзлые. Иногда прослеживается мелкая оскольчатость, по трещинам развито ожелезнение.

По результатам гранулометрического и минералогического (тяжелая фракция) анализов верхний подпочвенный слой представлен песками и алевритовыми песками. Сортированность их от средней до хорошей, преобладает либо мелкопесчаная фракция, либо мелкопесчано-крупноалевритовая. Крупнопесчаная фракция практически отсутствует, а среднепесчаная достигает 17%. По сумме песчаных фракций (СПФ), изменяющейся от 61 до 84% и указывающей на повышенную и высокую динамическую активность среды седиментации, отсутствию аутигенных минералов (<0.5%), обогащенности осадка минералами тяжелой фракции (до 22%) и другим особенностям вещественного состава, отложения могут быть отнесены к связанным с зоной наката. Их малая мощность (10-15 см) и олигомиктовость подтверждают такое предположение.

Желто-серые песчаные осадки представлены вариациями от алевритовых песков до чистых. Содержание пелитовой фракции в них не превышает 4%. Сортированность хорошая до высокой, преобладает мелкопесчаная фракция, а крупнопесчаная практически отсутствует. СПФ составляет от 63 до 88%. Осадок формировался в зоне высокой гидродинамической активности. Наиболее вероятно многократное осаждение-размывание в условиях переменных течений, формировавшихся как сумма руслового потока, приливо-отливных течений и волновых движений вод. Это могли быть обстановки пляжевого мелководья, осложненного открытыми термокарстовыми лагунами. Терригенный материал поступал преимущественно от эрозии донных осадков, их перемыва и переотложения. Низкая миграционная способность минералов тяжелой фракции не противоречит выводу об активной гидродинамике, в сочетании с олигомиктовостью ассоциаций и высоким выходом тяжелой фракции лишь подтверждая наличие колебательных движений поверхностного слоя и одновременность эрозии и отложения на мелководье. Появление торфяных прослоев и линз свидетельствует о дальнейшем обмелении и переходе лагун в мелкоозерную стадию с частичным заболачиванием.

В отложениях нижнего, суглинистого, слоя наблюдаются как пелитовые алевриты, так и алевритовые миктиты. Содержание пелитов повышенное (15-42%). При хорошей сортированности каждой отдельной пробы, максимумы смещаются от мелкопесчаной к мелкоалевритовой фракции. Практически отсутствуют зерна крупнее размерности 0.3 мм. СПФ изменяется в широких пределах от 3 до 43%, тяготея в основном к более низким значениям, что означает, что в период накопления гидродинамическая активность была пониженной, а чаще низкой. Примесь окатанного обломочного материала в сочетании с высокими содержаниями неустойчивых минералов (72-79%) скорее указывает на существенную роль речного стока, чем на обстановки прибойного мелководья. Суглинки являются образованиями прибрежного сублиторального мелководья со спокойной поступательной динамикой водной среды.

Радиоуглеродное датирование торфа из т.н. 0807, 0808 и 0811 показало возраст 8-12.5 тыс. л.н. (табл. 2). Кроме того, в т.н. 0807 из песков, подстилающих торф, получена датировка методом оптико-инфракрасно-стимулированной люминесценции зерен полевых шпатов (ИК-ОСЛ), которая показала возраст 8 600±700 л. (RLQG 1950-119) (табл. 3) [7].

Спорово-пыльцевые спектры, характеризующие суглинки, отражают лесотундровый тип растительности. В это время наряду с преобладающей травянистой растительностью треть составляют древесные (т.н. 0807, глуб. 1.8 м) - Picea obovata -20%, Pinus sibirica - 3%, P. silvestris - 2%, Betula ex. sect. Albae - 4% и кустарниковые - Betula sect. Nanae - 1%, Juniperus sibirica - 1%. Среди трав преобладают лугово-болотные - сем. Ranunculaceae - 7%, Cyperaceae - 13%, Chenopodiaceae - 14%, разнотравье - 8%, Caryophyllaceae -1%, Polygonaceae - 1%, Pirolaceae - 1%. Споровые растения представлены сем. Polypodiaceae - 12%, Sphagnum sp. - 5%, Lycopodium sp. - 3%. Вышележащие пески часто не несут палинологической информации, как, например, в т.н. 0807, 0808, 0809, что, скорее всего, связано с активной гидродинамикой среды отложения осадков. В других местах споры и пыльца присутствуют в небольшом количестве. Так, в т.н. 0811 (глуб. 1.1 м) спорово-пыльцевой спектр характеризует растительность арктических тундр, где доминируют кустарники Betula sect. Nanae (Betula nana, B. exilis) - 48-72%, Alnaster fruticosus - 13-15%. Травянистых немного - разнотравье - 1-2%, сем. Ranunculaceae - 0-3%, Cyperaceae - 5-6%, Pirolaceae - 3-4%. Споровые растения представлены сем. Polypodiaceae - 2-13%, Sphagnum sp. - 4-7%, Lycopodium sp. - 0-2%.

Вышележащий торф (т.н. 0808, глуб. 0.75, 1 м) характеризуется спектрами, свидетельствующими о тундровом типе растительности, близком к современному. Доминируют кустарниковые и травянистые растения: Betula sect. Nanae - 16-30%, Alnaster - 16-37%, Salix sp. - 2-4%, разнотравье - 0-2%, сем. Ranunculaceae - 0-8%, Cyperaceae - 8-17%, Chenopodiaceae - 0-7%, Pirolaceae - 2-5%, Liliaceae - 0-1%, споровые растения сем. Polypodiaceae - 12-15%, Sphagnum sp. - 1-8%. Из древесных растений определены в небольшом количестве Picea obovata - 2- 8%, Pinus sibirica - 0-1%, Betula ex. sect. Albae - 1-2%. Похожими спектрами характеризуется и слой покровных супесей.

Анализ проб на бентосные фораминиферы свидетельствует об их присутствии в нижних суглинках и кое-где в перекрывающих песках. Так, в т.н. 0807 на глуб. 1.8 м в суглинках были обнаружены три раковинки фораминифер - одна Retroelphidium aff. obesum и две Cribroelphidium granatum. Сохранность раковинок плохая. В песках т.н. 0809 определены единичные раковинки фораминифер - Buccella frigida, Haynesina asterotuberculata, Cribrononion aff. incertus. Сохранность материала плохая, раковинки ожелезнены. Однако фораминиферы встречены в каждой пробе и, вероятней всего, они не переотложены.

Диатомовые водоросли in situ встречены только в образцах из супесей, залегающих под почвенно-растительным слоем. В образце из разреза 0807 (глуб. 0.25 м) установлен небогатый в видовом отношении пресноводный комплекс диатомей, в котором преобладают типичные болотные виды-убиквисты с преобладанием видов рода Pinnularia, характеризующие пресноводные (болотные) обстановки.

Наиболее богатый комплекс (16 видов) обнаружен в образце с глуб. 0.5 м в т.н. 0808, в котором преобладают типичные болотные бентосные виды-убиквисты с преобладанием видов рода Pinnularia (8 видов) и  видов рода Eunotia (3 вида) с доминированием Pinnularia viridis (Nitzsch) Ehrenberg, Pinnularia subcapitata Gregory, Eunotia praerupta (Ehrenberg) Ehrenberg. Два этих вида являются типичными представителями водорослей-обрастателей, преимущественно в водах, бедных известью, в болотах, часто также среди влажных мхов на каменистых грунтах. Им сопутствуют речные планктонные диатомеи Aulacoseira subarctica (O. Müller) Haworth (этот пресноводный вид также широко распространен и часто встречается в планктоне литорали, главным образом, северных и горных водоемов). Развитие перифитонных видов Staurosirella pinnata (Ehrenberg) Williams and Round иногда является отличительной чертой ранних стадий развития озерных диатомовых ассоциаций [18]. Также эти виды свидетельствуют о формировании отложений в неглубоком водоеме. В комплексе заметны маленькие по размеру панцири видов-обрастателей Planothidium lanceolatum (Brébisson ex Kützing) Lange-Bertalot. По отношению к солености все встреченные виды являются пресноводными и пресноводно-солоноватоводными. По отношению к рН - преобладают обитатели кислой среды - ацидофилы и индифференты. Инситные диатомеи, образующие, вероятно, танатоценозы в осадках нижнего пляжа, свидетельствуют о развитом поверхностном стоке с равнинного берега с мелководными заболоченными озерами в среднем голоцене.

Вместе с тем, по-видимому, существовали также условия связи пресноводных водоемов с морем. Так, в т.н. 0809 (глуб. 0.3 м) обнаружены единичные створки пресноводных, солоноватоводно-морских и морских диатомей, а также их многочисленные фрагменты. Среди солоноватоводно-морских и морских наиболее заметны бентический солоноватоводно-морской вид Navicula digitoradiata (Gregory) Ralfs in Pritchard и морской полубентический вид Paralia sulcata (Ehrenberg) Cleve. Пресноводные диатомеи представлены болотными видами рода Pinnularia.

В суглинках, а также в покровных супесях обнаружены единичные створки переотложенных палеогеновых видов Coscinodiscus payerii Grun., Grunowiella gemmata (Grun.) V.H., Paralia sulcata var. crenulata Grun. (т.н. 0807, глуб. 1.25 м, т.н. 0809, глуб. 0.3 м).

В южной части острова обследован участок берега длиной 3.5 км в районе маяка Сибиряков Южный. К востоку от маяка, в т.н. 0916, вскрывается разрез, напоминающий строение северо-западных берегов острова. Здесь также в верхней части разреза под почвенно-растительным слоем обнажаются супеси (до 1 м мощности) с торфом, которые подстилаются чистыми мелкозернистыми песками и алевритовыми песками (0.8-1 м мощности, СПФ = 50-92%). Пески несогласно перекрывают суглинки темно-серые, голубовато-темно-серые, слоистые, плотные, мерзлые. Преобладает мелкоалевритовая фракция, содержание пелита колеблется в пределах 13-44%. Суглинки слоистые, местами с прослоями темно-коричневого торфа (0.5-2 см мощности), кое-где встречаются согласные слоистости прослои прозрачного льда (до 1 см мощности).

Отложения к западу от маяка (т.н. 0917) заметно отличаются как отсутствием торфяного слоя, так и своеобразием гранулометрического состава. Поэтому в таблице гранулометрических характеристик (табл. 4) данные по этому обнажению приведены отдельно, в скобках. В этом отличающемся от других разрезе нет моногранулярных песчаных осадков. Преобладают песчаные и алевритовые миктиты. В двух прослоях отмечены алевритовые пески, а в двух более древних - алевритовые пелиты и пелитовый миктит. Нижняя слоистая толща с прослоями может быть предположительно скоррелирована с суглинками северо-западного побережья (СПФ = 2-60%, содержание пелитовой фракции 7-56%). Вышележащая коричневато-темно-серая супесь (алевритовый и песчаный миктит) - с желто-серым песчаным осадком. Светло-желтая супесь (песчаный миктит) с пятнами торфа - подпочвенному слою точек наблюдения на северо-западном побережье.

Суглинки в разных местах нарушены складчатыми (рис. 3А) и разрывными (рис. 3Б) дислокациями незначительной амплитуды (до метра). Неподалеку от т.н. 0917 наблюдается диапировая складка всплывания с песчаным ядром (рис. 3В). В т.н. 0916 расчисткой вскрыта рулетообразная складка (рис. 3Г), в которой слои суглинка скручены в концентрические деформации. Природа всех этих дислокаций определенно мерзлотная, т.к. всюду в обнажениях фиксируются многочисленные жилы льда, рассекающие весь разрез и часто погребенные современным песчаным пляжем.

В т.н. 0917 методом ИК-ОСЛ получены датировки из прослоев песка, заключенных в суглинках. Получены значения 41 000±3 200 л.н. с глубины 2 м и 45 800±3 500 л.н. с глубины 2.5 м.

Радиоуглеродное датирование торфа и древесины из толщи супесей, выполненное нашими коллегами из института Криосферы Земли, показало значительный разброс дат: 3.5, 11.5 и 27 тыс. л. назад [12, 16]. Нами по образцу торфа из верхней части разреза в т.н. 0916 получена запредельная датировка >44 700 (ЛУ-6415). Образец из прослоя торфа, заключенного в нижних суглинках в т.н. 0917, также показал запредельный возраст - >43 500 (ЛУ-6405). Судя по всему, торф из т.н. 0916 - аллохтонный, переотложен из нижележащих суглинков. Таким образом, супеси и торф из верхней части разреза имеют позднеплейстоценовый (МИС 2) - ранне- и средне-голоценовый возраст, а нижняя, суглинистая часть разреза имеет позднеплейстоценовый возраст (МИС 3).

Спорово-пыльцевой анализ образцов показал следующие результаты. В толще суглинков из нижней части разреза определены спектры, отражающие северо-таежный тип растительности. Основу палинокомплекса составляют древесные растения, среди которых доминируют хвойные породы деревьев - Picea obovata, Picea sp.- 40-52%, Pinus sibirica - 2-5%, P. silvestris - 1-2%, мелколиственных и кустарниковых гораздо меньше - Betula ex. sect. Albae - 6-16%, Alnaster - 1-4%, Salix sp. - 1-2%, Betula sect. Nanae - 0-2%. Травянистые растения представлены разнотравьем - 9-10%, сем. Ranunculaceae - 1-12%, сем. Chenopodiaceae - 0-1%, сем. Cyperaceae - 4-8%, сем. Rosaceae - 0-2%, сем. Caryophyllaceae - 0-1%. Определены споровые растения сем. Polypodiaceae - 2-7%, Sphagnum sp. - 3-6%, Lycopodium sp. - 0-2%. По-видимому, в четвертичной части спектра пыльца сосны, и, возможно, других древесных пород, переотложена из казанцевских отложений, активно размывающихся и в настоящее время по берегам Енисея и Енисейского залива.

Основу комплекса из верхней части разреза (супеси с торфом, пески), составляют тундровые виды кустарников: ольховник (Alnaster fruticosus) - 12-22%, кустарниковая береза (Betula exilis) - 9-14%, карликовая береза (Betula sect. Nanae) - 23-35%, Salix sp. - 1-2% - до 68%. Споровых растений немного - сем. Polypodiaceae - 3-5%, Sphagnum sp. - 4-12%.Из трав определены разнотравье - 2-8%, сем. Chenopodiaceae - 0-3%, сем. Cyperaceae - 12-25%, сем. Pirolaceae - 0-6%, единично Compositae. Древесные растения представлены хвойными в отдельных пробах в незначительном количестве.

Фораминифер в отложениях, вскрывающихся в южной части острова, обнаружено не было ни в одной из точек опробования.

В обнажении 0917 в образцах с глубины 2.4 и 2.6 м диатомеи единичны. На глубине 2.6 м встречены панцири солоноватоводно-морского диатомового вида Navicula digitoradiata. В образцах с глубины 2.9 и 3.3 м доминируют типичные обрастатели - представители родов Fragilaria и Gomphonema, встречен аэрофильный вид  Hannae arcus (Ehrenberg) Patric, а также вид-показатель эвтрофных водоемов Martyana martyi (Héribaud) Round.

В образцах с глубины 2.2 м и 2 м определено максимальное для разреза количество диатомей (42 вида). Установлен небогатый в количественном отношении, но достаточно разнообразный пресноводный комплекс диатомей, в котором доминирует речной планктонный вид Aulacoseira islandica f. islandica. Также встречены сублиторальные бентосные  представители родов Diploneis и Cocconeis, типичные болотные виды-убиквисты рода Pinnularia. В диатомовых комплексах присутствуют аэрофильные виды Hantzschia amphyoxis (Ehrenberg) Grun., Meridion circulare (Gréville) Agardh, типичные для литорали озер бентосные виды Fragilaria  ulna (Nitzsch) Lange-Bertalot, Staurosirella pinnata, характерный для горных водоемов и орошаемых скал обрастатель Denticula elegans Kützing и др.

В образце с глубины 1.65 м встречено небольшое количество инситных пресноводных, среди которых доминируют представители родов Pinnularia и Cymbella.

Таким образом, в разрезе выделяется два комплекса диатомовых водорослей. Первый определяется для интервала 2.9-3.3 м, он характеризует неглубокий пресный эвтрофный водоем, с впадающими в него чистыми ручьями. Второй комплекс (интервал 2-2.2 м) отражает более глубоководные пресноводные условия формирования осадков, показателем чего является доминирование планктонной Aulacoseira islandica f. islandica. Вероятно, этот комплекс сформирован во время стадии МИС 3. Процесс заболачивания отражен в увеличении количества представителей рода Pinnularia вверх по разрезу.

Сравнение диатомовых комплексов из поверхностных осадков с нашими данными не выявило серьезных видовых и экологических отличий - преобладание пресноводной флоры практически абсолютное. В поверхностных осадках шельфа Карского моря, а также в Обском и Енисейском заливах установлена богатая диатомовая флора, включающая более 260 видов и внутривидовых таксонов диатомей с высокой численностью до 82 млн. створок в грамме осадка и самое большое количество створок [14]. В осадках (обнажение 0917 на глубине 2-2.2 м) времени стадии МИС 3 обнаружено всего 42 вида и сравнительно небольшое количество створок; и совсем немного - 16 видов с низким обилием створок в среднеплейстоценовых супесях (обнажение 0808, глуб. 0.5 м). Структуры диатомовых комплексов в образцах из обнажений и в поверхностном слое осадков, безусловно, отличаются. Если в изученных нами диатомовых комплексах в отдельных горизонтах преобладают пресноводные бентосные диатомеи, и только в обнажении 0917 на глубине 2-2.2 м доминируют пресноводные планктонные виды рода Aulacoseira (стадия МИС 3), то в поверхностном слое осадков в Енисейском эстуарии количество планктонных видов рода Aulacoseira колеблется от 31 до 61%, хотя значительную часть ассоциаций составляют бентосные и эпифитные виды (до 51%). Следует отметить, что планктонные диатомеи рода Aulacoseira в позднеплейстоценовых осадках (МИС 3) обнажения 0917 на глубине 2-2.2 м более грубопанцирные, чем установленные в среднеголоценовых супесях (обнажение 0808, глуб. 0.5 м). Содержание ледово-морских видов в комплексах из изученных обнажений (например, обнажение 0808, глуб. 0.5 м) составляет не более 3%, а содержание ледово-морских диатомей в Енисейском заливе в районе о-ва Сибирякова в поверхностном слое осадков более 7-8% (8,4%). Во время формирования стадии МИС 3 морские, а также ледово-морские диатомеи не обнаружены. Это может быть связано и с условиями сохранения панцирей диатомей в осадках, но, возможно, более благоприятные условия были все же ~40 000 назад, чем в среднем голоцене.

Обсуждение результатов

Полученные нами данные позволяют подразделить толщу четвертичных отложений о-ва Сибирякова на три толщи. Нижняя - суглинистая, средняя - песчаная, и верхняя - супесчаная. Имеющиеся радиоуглеродные и ИК-ОСЛ датировки из суглинков, залегающих в основании береговых обрывов северо-западной и южной частей острова, свидетельствуют о формировании их во время морской изотопной стадии 3 (МИС 3). Необычным является достаточно теплые спорово-пыльцевые спектры, выделенные из образцов по южным разрезам острова. По всей видимости, часть древесной пыльцы была переотложена из более древних, казанцевских, отложений. На размытой поверхности суглинков залегает песчаный прослой, содержащий растительные остатки, по которым получены значения радиоуглеродного возраста от 12 до 27 тыс. лет. Пески перекрыты супесями суглинками с торфом, датированным радиоуглеродным методом в интервале 8-12 тыс. лет, а также получен ИК-ОСЛ возраст около 8 тыс. лет.

Минералогический состав тяжелой фракции устойчив по всему разрезу отложений острова. Для всех слоев характерны олигомиктовость, высокое содержание неустойчивых минералов (58-89%), отсутствие аутигенных минералов и амфибол-пироксеновый состав. Различие по горизонтали заключается в том, что отложения северо-западного побережья острова содержат несколько больше черных рудных минералов, а южная т.н. 0916 отличается относительно повышенным содержанием минералов группы эпидота-цоизита. Различие по разрезу заключается в колебаниях выхода тяжелой фракции, хорошо коррелируемых с содержанием в осадке мелкозернистого песка, и, следовательно, связанных не с изменением источника поступления терригенного материала, а с условиями его переноса и отложения. Это подтверждается преобладанием моноклинных пироксенов (44-72%) с подчиненной ролью роговой обманки (не более 29%), свойственным всем опробованным отложениям. Ни в одном из слоев не выявлены акцессорные минералы, которые могли бы служить маркерами определенного источника или процесса распределения терригенного материала. Выдержанный состав минералов тяжелой фракции говорит об устойчивости области сноса за последние 50 тыс. лет. Гранулометрические характеристики суглинков, залегающих в основании разрезов, свидетельствуют об их накоплении в прибрежно-морских или дельтовых аллювиальных обстановках.

По данным диатомового анализа в целом можно заключить, что в районе острова Сибирякова видовой состав диатомовой флоры в поверхностном слое осадков и во время МИС 3, т.е. ~40 000 назад (остров Сибирякова, южная часть, обнажение 0917 на глубине 2-2.2 м) представлен пресноводными планктонными диатомеями со значительным количеством бентосных видов, а во время среднего голоцена (остров Сибирякова, северо-западная часть, обнажение 0808, гл. 0.5 м) в диатомовых комплексах преобладают бентосные виды. В некоторых разрезах наблюдается постепенное замещение вверх по разрезу солоновато-водных диатомей и единичных бентосных фораминифер пресноводными диатомовыми, что говорит о прекращении связи с морем палеобассейнов.

Заключение

За последние 50 тысяч лет в районе о-ва Сибирякова существовали условия, в общих чертах напоминающие современные. По нашим данным, реконструируются также климатические условия теплее и холоднее современных. В течение последних 50 000 лет наблюдается постепенная смена морских условий субконтинентальными.

Во время, соответствующее МИС 3, были распространены в основном лесотундровые условия, возможно, с островками леса. Лесная растительность покрывала узкую полосу побережья палеобассейна Карского моря. Для суглинистых донных осадков, накапливавшихся в то время, характерна слабая засоленность, значительное опреснение подтверждается нахождением в осадках лишь редких фораминифер, а также большим количеством солоновато-водных и пресноводных диатомей. На окружающих палеобассейн территориях происходило активное торфообразование, о чем свидетельствуют прослои аллохтонного торфа и органо-минеральных образований с включениями растительных остатков. В МИС 3 торфяники накапливались и в других районах Арктики [1, 4, 9, 13, 22].

Во время МИС 2 в условиях развивающейся регрессии моря произошло похолодание климата, на юге Западно-Сибирской равнины устанавливаются криоаридные пустынные условия, происходит накопление эоловых песков [5]. На острове Сибирякова в МИС 2 началось накопление аллювиальных толщ и их промерзание. Легкий изотопный состав полигонально-жильных льдов острова Сибирякова [16] свидетельствует о низких зимних температурах.

В начале голоцена вновь произошло потепление климата, его смягчение, определяемое трансгрессией. Происходило накопление торфов как в северо-западной, так и в южной частях современного о-ва Сибирякова. В среднем голоцене климат стал более холодным, стали образовываться эпигенетические полигонально-жильные льды. В отличие от засоленных сартанских (МИС 2), голоценовые ПЖЛ имеют пресный состав [16].

В позднем голоцене резкий подъем уровня моря привел к образованию острова Сибирякова, началось активное разрушение его берегов. В это время на материковой суше активное таяние мерзлоты приводит к образованию многочисленных озер [21]. На острове Сибирякова тоже происходит деградация сартанских и голоценовых полигонально-жильных льдов. В результате активной термоабразии берега острова приобрели сложную структуру, в береговом клифе образуются козырьки, пещеры, гроты. Подмываемые морем, обрушаются и оползают крупные блоки, сложенные четвертичными отложениями.

Авторы благодарят экипаж теплохода «Советская Арктика» за обеспечение полевых исследований в 2008 и 2009 годах.

Список литературы

1. Арсланов Х.А., Верещагин Н.К., Лядов В.В., Украинцева В.В. О хронологии каргинского межледниковья и реконструкции ландшафтов Сибири по исследованиям трупов мамонтов и их «спутников» // Геохронология четвертичного периода. М.: Наука, 1980. С. 208-213.

2. Астахов В.И. О хроностратиграфических подразделениях верхнего плейстоцена Сибири // Геология и геофизика. 2006. Т. 47. № 11. С. 1207-1220.

3. Астахов В.И., Назаров Д.В. Стратиграфия верхнего неоплейстоцена севера Западной Сибири и ее геохронометрическое обоснование // Региональная геология и металлогения. 2010. № 43. С. 36-47.

4. Большиянов Д.Ю., Макаров А.С., Гусев Е.А., Шнайдер В. Проблемы происхождения ледового комплекса пород и существования в прошлом «Земель Санникова» в море Лаптевых // Проблемы Арктики и Антарктики. 2008. № 1(78). С. 151-160.

5. Величко А.А., Тимирева С.Н., Кременецкий К.В., МакДональд Г., Смит Л. Западно-Сибирская равнина в облике позднеледниковой пустыни // Известия РАН. Сер. Географ. 2007. № 4. С. 16-28.

6. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1:1 000 000. Лист R-43-(45) - Гыдан - Дудинка. Санкт-Петербург. 2000.

7. Гусев Е.А., Арсланов Х.А., Максимов Ф.Е., Молодьков А.Н., Кузнецов В.Ю., Смирнов С.Б., Чернов С.Б., Жеребцов И.Е., Левченко С.Б. Новые геохронологические данные по неоплейстоцен-голоценовым отложениям низовьев Енисея // Проблемы Арктики и Антарктики. 2011. № 2(88). С. 36-44.

8. Гусев Е.А., Молодьков А.Н. Строение отложений заключительного этапа казанцевской трансгрессии (МИС 5) на севере Западной Сибири // ДАН. 2012. Т. 443. № 6. С. 707-710.

9. Лаухин С.А., Арсланов Х.А., Шилова Г.Н., Величкевич Ф.Ю., Максимов Ф.Е., Кузнецов В.Ю., Чернов С.Б., Тертычная Т.В. Палеоклиматы и хронология средневюрмского мегаинтерстадиала на Западно-Сибирской равнине // ДАН. 2006. Т. 411. № 4. С. 540-544.

10. Лоция Карского моря. Часть III. Обь-Енисейский район. Изд. ГО УМС РККА и ГУ Главсевморпути. Л. 1936. 268 с.

11. Назаров Д.В. Новое о четвертичных отложениях центральной части Западносибирской Арктики // Региональная геология и металлогения. 2007. № 30-31. С. 213-221.

12. Опокина О.Л., Слагода Е.А., Стрелецкая И.Д., Суслова М.Ю., Томберг И.В., Ходжер Т.В. Криолитология, гидрохимия и микробиология голоценовых озерных и повторно-жильных льдов о-ва Сибирякова Карского моря // Природа шельфов и архипелагов Европейской Арктики. Вып. 10, М.: ГЕОС, 2010. С. 241-247.

13. Павлова Е.Ю., Анисимов М.А., Дорожкина М.В., Питулько В.В. Следы древнего оледенения на о. Новая Сибирь (Новосибирские острова) и природные условия района в позднем неоплейстоцене // Лед и снег. 2010. № 2(110). С. 85-92.

14. Полякова Е.И., Кассенс Х., Штайн Р., Баух Х. Диатомеи сибирских морей Арктики как индикаторы постгляциальных изменений речного стока, ледово-гидрологического режима и седиментационных обстановок на шельфе // Система моря Лаптевых и прилегающих морей Арктики: современное состояние и история развития. М.: Изд-во Моск. ун-та, 2009. С. 427-447.

15. Романенко Ф.А., Михалев Д.В., Николаев В.И. Подземные льды на островах у берегов Таймыра // МГИ. 2001. Вып. 91. С. 129-137.

16. Стрелецкая И.Д., Васильев А.А., Слагода Е.А., Опокина О.Л., Облогов Г.Е. Полигонально-жильные льды на острове Сибирякова (Карское море) // Вестник Московского университета. Серия География. 2012. № 3. С. 57-63.

17. Тарасов П.Е., Андреев А.А., Романенко Ф.А., Суллержицкий Л.Д. Палиностратиграфия верхнечетвертичных отложений острова Свердруп (Карское море) // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 1995. Т. 3. № 2. С. 98-104.

18. Шилова О.С. Голоценовые диатомеи болот Кольского полуострова и Северо-Восточной Карелии и их значение для палеогеографических исследований. Автореф. дис. ... канд. геогр. наук : 25.00.25. - M, 2008. 24 с.

19. Astakhov V.I. Pleistocene glaciations of northern Russia - a modern view // Boreas. 2013. Vol. 42. P. 1-24.

20. Astakhov V., Nazarov D. Correlation of Upper Pleistocene sediments in northern West Siberia // Quaternary Science Reviews. 2010. Vol. 29. P. 3615-3629.

21. Fedotov A.P., Phedorin M.A., Enushchenko I.V., Vershinin K.E., Melgunov M.S., Khodzher T.V. A reconstruction of the thawing of the permafrost during the last 170 years on the Taimyr Peninsula (East Siberia, Russia) // Global and Planetary Change. 2012. Vol. 98-99. P. 139-152.

22. Forman S.L., Ingolfsson O., Gataullin V., Manley W.F., Lokrantz H. Late Quaternary stratigraphy, glacial limits, and paleoenvironments of the Marresale area, western Yamal Peninsula, Russia // Quaternary Research. 2002. Vol. 57. Is. 3. P. 355-370.

23. Molodkov A. Cross-check of the dating results obtained by ESR and IR-OSL methods: Implication for the Pleistocene palaeoenvironmental reconstructions // Quaternary Geochronology. 2012. Vol. 10. P. 188-194.

24. Weninger B., Jöris O., Danzeglocke U. CalPal-2007. Cologne Radiocarbon Calibration & Palaeoclimate Research Package. 2008. http://www.calpal.de/

Ссылка на статью:

Гусев Е.А., Аникина Н.Ю., Арсланов Х.А., Бондаренко С.А., Деревянко Л.Г., Молодьков А.Н., Пушина З.В., Рекант П.В., Степанова Г.В. Четвертичные отложения и палеогеография острова Сибирякова за последние 50 000 лет // Известия русского географического общества. 2013. Том 145. № 4. С. 65-79.