5. КОЛЕБАНИЯ КЛИМАТА

5.1. КОЛЕБАНИЯ КЛИМАТА В ГОЛОЦЕНЕ

5.1.1. Материалы и методы

Изменчивость климата голоцена в районе дельты р. Лены выявлялась по данным изучения озерных осадков и других четвертичных отложений. Наиболее изученным озером, в осадках которого запечатлена история колебаний климата в голоцене, является оз. Николай-Кюеле, расположенное на о. Арга-Муора-Сисё в северо-западной части дельты. Озеро термокарстового происхождения, состоит из четырех слившихся озерных ванн глубиной до 30 м, разъединенных перемычками глубиной до 1-1,5 м (рис. 69). В одной из восточных котловин (73°20´ с.ш., 124°12´ в.д.) бурением со льда пройдена скважина до глубины 325 см и отобран керн А-1, а также гравитационной трубкой взята колонка донных отложений CN-2 длиной 82 см [Schwamborn et al., 2000]. По осадкам проводились анализы: спорово-пыльцевой, хирономид, радиоуглеродное датирование, определение содержания органического углерода. Результаты исследований изложены в двух статьях [Schwamborn et al., 2002; Andreev et al., 2004]. На основе первой статьи и по разработанной методике расчета сдвижения растительных зон и подзон во времени голоцена [Большиянов и др., 2001] были осуществлены палеоклиматические построения района дельты, входящей в более обширный регион моря Лаптевых (рассматривались острова архипелага Северная Земля, о. Котельный, центральная и северная части п-ова Таймыр, Таймырская низменность, плато Путорана, дельта р. Лены) [Большиянов, 2006]. Климатический оптимум голоцена имел место 10-9 тыс. лет назад на архипелаге Северная Земля и на о. Котельный. В то время происходило явное потепление в районе архипелагов, а на суше, расположенной южнее, климатические условия были менее благоприятными. Инверсия природных зон в течение нескольких столетий (до 1000 лет) могла быть вызвана вторжением теплых атлантических вод, которые на короткое время начала голоцена отеплили северные островные территории. Такая картина характерна не только для Северной Земли и Новосибирских островов, но и для Шпицбергена, и для о. Врангеля [Большиянов, 2006].

Палеоклиматическая кривая для района дельты р. Лены, основанная на данных из оз. Николай-Кюеле, начиналась резким потеплением климата, относимого тогда ко времени 6-7 тыс. лет назад. Во второй статье [Andreev et al., 2004] разработанная возрастная модель осадков основана на радиоуглеродных датировках колонки CN-2, а датировка керна скважины А-1 в 7000 лет признана замоложенной. В этой статье начало озерного осадконакопления принято около 10000 лет назад. Интересно, что колонка (CN-2) и керн скважины (А-1) отличаются не только временной шкалой, но и палеоклиматическими кривыми. Отбор керна из скважины и колонки донных отложений произведен в одной точке (между скважиной и местом отбора колонки всего около 10 м). Авторы статьи [Andreev et al., 2004] считают, что датировки колонки более точны. Несмотря на эти противоречия, попытаемся восстановить основные климатические события голоцена, используя изученные озерные отложения и другие четвертичные образования района дельты р. Лены.

5.1.2. Донные отложения озера Николай-Кюеле

По колонке донных отложений CN-2 из оз. Николай-Кюеле выявляются следующие климатические колебания последних 10000 лет [Andreev et al., 2004].

Образец песка, залегающего под озерными осадками, датирован возрастом 14900 лет (12480 лет - некалиброванный радиоуглеродный возраст), содержит хирономиды, споры Pediastrum Botryococcus, редкую пыльцу. Осадконакопление происходило в мелководном водоеме, который был окружен тундрой с травяно-осоково-кустарничковой растительностью. Озерное осадконакопление началось около 10300 лет назад (8940 лет - некалиброванный радиоуглеродный возраст).

10300-8000 лет назад (8940-7090 лет - некалиброванный возраст) вокруг озера господствовала кустарниковая тундра (карликовая ива и карликовая береза). Хирономиды показывают, что 10300-9500 лет назад климат был теплее современного. По результатам спорово-пыльцевого анализа, 6000 лет назад доля ивы и березы в растительном покрове начала уменьшаться и они исчезли отсюда около 5000 лет назад. Несмотря на преобладание холодноводных хирономид после 9000 лет назад, они показывают два коротких интервала потепления 5600 и 4500-4100 лет назад, что подтверждается и спорово-пыльцевыми данными. 5500-4000 лет назад климат был нестабильным. Рост температуры 5500-4000 лет назад был прерван резким похолоданием 4500 лет назад. Хирономиды также показывают нестабильность климата 6500-3000 лет назад и отмечают похолодание 5000 лет назад, так как более чувствительны к изменениям климата по сравнению с пыльцой.

Анализ пыльцы показал, что 5500 и 4200 лет назад катастрофически возрастало количество осадков, а 4500 лет назад оно катастрофически снижалось. Около 4000 лет назад климатические условия стали примерно такими, как в настоящее время, и позже значительно не изменялись.

Анализ хирономид показал, что слабое потепление относительно современного наблюдалось 2300-1400 лет назад. В течение последних 1500 лет спорово-пыльцевые спектры не зафиксировали существенных изменений климата, а состав хирономид указывает на слабое похолодание [Andreev et al., 2004].

По данным из скважины А-1 заметно теплело около 3000 и 1000 лет назад [Schwamborn et al., 2002].

5.1.3. Донные отложения озера Севастьян-Кюеле

Оз. Севастьян-Кюеле (рис. 70), как наиболее крупный водоем в окрестностях Тикси, было выбрано для исследования донных отложений с целью выявления истории развития природной среды в течение голоцена и последних тысячелетий. Кроме того, озеро находится на высоте 12 м над уровнем моря, что можно использовать для изучения морских трансгрессий голоцена на побережье моря Лаптевых.

Озеро расположено в 10 км южнее пос. Тикси среди низких куэстообразных гор Приморского кряжа, окаймляющего с запада губу Буор-Хая моря Лаптевых. Гряды разделяются плоскодонными котловинами, иногда заполненными водой. Одна из таких котловин частично занята оз. Севастьян-Кюеле. Площадь озера 7,6 км². Водосбор озера вытянут с запада на восток, и его площадь равна 80 км². На водоразделе максимальные высотные отметки до 352,3 м расположены на западном краю водосбора. Урез воды в озере, по данным карты масштаба 1:100000, имеет высотную отметку 12,1 м. Нивелированием, проведенным 4 августа 2011 г. от истоков р. Копчик-Юряге до уровня моря, подтверждена эта высотная отметка. С северо-запада в озеро впадает р. Севастьян-Юряге и несколько мелких ручьев со склонов куэст (высотой до 211 м) западного побережья озера. Втекающая река образует дельту, постепенно сокращающую площадь озера с севера. Из озера вытекает р. Копчик-Юряге практически в том же месте, где впадает основной приток - р. Севастьян-Юряге. Это расположение притока и истока на севере озера имеет большое значение для режима накопления в нем наносов. Значительная их часть выносится истекающей рекой, не успев отложиться на дне водоема.

Изучение озера началось в 2006 г. зимними промерами, показавшими мелководность водоема и его промерзание в зимний период до дна. В 2011 г. проведены дополнительные эхолотные промеры, позволившие построить батиметрическую карту озера (рис. 71). В апреле 2008 г. донные отложения были пробурены двумя скважинами (см. рис. 70) со льда до глубины 2,3 м ниже дна озера. Отложения представлены темно-серым глинистым алевритом. На глубине 2,2 м в скважине I (71º31'01,8'' с.ш., 128º48'39,4'' в.д.) и на глубине 1,95 м в скважине II (71º31'41,3'' с.ш., 128º47'42,0'' в.д.) вскрыты подстилающие дочетвертичные породы - темно-серые алевролиты и углистые сланцы. Из-за мелководности озера (максимальная, измеренная во время паводочного повышения уровня глубина - 2,5 м) озерный лед практически повсеместно ложится на дно и влияет на состояние верхней границы вечной мерзлоты. Несквозной талик под озером во время бурения (апрель 2008 г.) залегал до глубины 2,3 м ниже дна, а подо льдом верхняя часть озерных осадков промерзала до глубины 1,1 м. Глубина талика и глубина слоя зимнего промерзания под озером, вероятно, испытывают колебания в зависимости от суровости зимы и сроков полного промерзания и вскрытия водоема ото льда.

Результаты радиоуглеродного датирования осадков оказались противоречивыми. Датирование образца на глубине 0,89-0,93 м показало возраст одних и тех же осадков по фракции гуминовых кислот 5690±30 лет (KIA-38587), а по фракции щелочного остатка - 19080±100 лет (KIA-38587). Специалисты лаборатории Лейбница Университета Кристиана-Альбрехта (г. Киль, Германия), в которой выполнено AMS-датирование образцов донных отложений, считают, что первая датировка более надежна. В связи с такой неопределенностью датирования для построения возрастной модели накопления осадков летом 2011 г. в бассейне озера произведены гидрологические исследования для подсчета баланса наносов и скорости современного осадконакопления.

Измерялись расходы воды и наносов в устье р. Севастьян-Юряге, мелких ручьях, впадающих в озеро с западного склона его котловины, и в вытекающей р. Копчик-Юряге. Результаты измерений таковы. Во время летней межени в озеро поступает мало воды и осадков - 0,61 м³/с и 1,33 г/c соответственно. Во время дождевых паводков эти величины возрастают в сотни раз. Устье р. Севастьян-Юряге вместо одной протоки разливается 7-10-ю протоками и поставляет в озеро 7,89 м³/c воды и 718 г/с наносов, к которым добавляются 0,16 м³/с воды и 0,96 г/с наносов с западного склона озерной котловины. Это практически все водотоки, несущие воду и наносы в озеро, за исключением совершенно незначительного потока с запада, из оз. Малый Севастьян, практически лишенного наносов. Измерения проведены только дважды - в период межени и мощного дождевого паводка. Поэтому поступление наносов в озеро рассчитано исходя из того, что в озеро вода может поступать с июня по середину сентября. Причем в июне талая вода со склонов несет мало наносов. Активный период поступления наносов в озеро - конец июня - август. За этот период в расчетах принято 27 суток паводочного режима и 50 суток меженного, что отражает режим погоды в бассейне озера и активный период стока в конце июня - начале июля. Расчеты показали, что в озеро за летний период может поступить до 1700 т наносов. Вытекающая р. Копчик-Юряге во время половодья выносит 1,3 м³/с воды и 95 г/с наносов. В результате большего поступления воды уровень в озере во время паводка растет и затем медленно срабатывается в течение нескольких дней. Так, во время паводка, вызванного непрерывными дождями в течение суток 1-2 августа 2011 г., уровень воды в озере к 4 августа поднялся на 20 см. Для его сработки потребовалось порядка 10 дней, т.к. из озера вытекает поток, несущий примерно в 6 раз меньше воды, чем поступало во время паводка. Вследствие того, что вытекающая река расположена рядом с устьем р. Севастьян-Юряге, часть наносов выносится из озера транзитом, часть - в течение всего лета. Сумма выносимых рекой наносов может достигать 480 т. В озере, таким образом, остается около 1220 т осадков. И эти осадки в основном откладываются в северной половине озера, чему способствуют и острова, являющиеся барьером для распространения наносов равномерно по всей площади озера. Поэтому южнее островов даже во время паводков взвешенных осадков мало (мутность воды 4,5 г/м³).

С другой стороны, неравномерность распределения наносов по площади дна сглаживается взмучиванием наносов во время штормов вследствие малой глубины озера. За счет взмучивания и переотложения наносов происходит их более равномерное распределение по площади дна.

Если считать накопление осадков равномерным по всей площади дна, то 1220 т осадков на площади 7,6 км² составляет 0,016 г/cм², или 0,09 мм слоя осадков при плотности последних 1,7 г/см³ и 0,28 мм при плотности осадков 0,58 г/cм³ [Большиянов, 1985]. Такая скорость осадконакопления находится в большем соответствии с радиоуглеродной датировкой отложений 5690 лет назад на глубине 90 см (0,16 мм/год), чем с датировкой 19 080 лет назад (0,05 мм/год). Гидрологические измерения и расчеты дали возможность определить порядок величины современного осадконакопления в оз. Севастьян. Однако нет гарантий того, что в прошлом скорость осадконакопления не изменялась. Исходя из палеоклиматических построений, можно даже утверждать, что она изменялась на протяжении существования озера.

Для построения модели скоростей осадконакопления потребовалась дополнительная информация. С этой целью отложения были подвергнуты исследованиям с помощью спорово-пыльцевого и диатомового методов.

Спорово-пыльцевым методом (палинолог Л.А.Савельева) изучен каждый 4-6 см слой отложений колонки из скважины I мощностью 190,5 см. Пробы из интервала 190-133 см слабо насыщены микрофоссилиями, 2 нижних образца c глубины 180 см и 190 см содержали единичные зерна пыльцы и спор. Пыльца и споры, обнаруженные во всех пробах, отличались плохой сохранностью (смятые, минерализованные, очень мелкие). Кроме того, на протяжении всей колонки встречались уродливые формы пыльцевых зерен Betula sect. Nanae. В каждом слайде было подсчитано от 200 до 450 зерен. Кроме пыльцы и спор в пробах было подсчитано содержание пресноводных зеленых водорослей Pediastrum. По результатам спорово-пыльцевого анализа построена диаграмма, на которой было выделено 6 пыльцевых зон (Sev-1 – Sev-6) (рис. 72). Процентное содержание каждого пыльцевого и спорового таксона подсчитано от общей суммы пыльцы наземных растений за исключением водных.

Палинозона Sev-1 (глубина 190-175 см), Poaceae-Cyperaceae-Artemisia-Salix. Количество пыльцы травянистых растений составляет 50-55 % и представлено в основном пыльцой Poaceae (20-40 %), Cyperaceae (5-25 %) и Artemisia (5-7 %). В группе древесно-кустарниковых пород преобладает пыльца Betula sect. Nanae (~25 %), Alnus fruticosa (7-17 %) и Salix (5-15 %). Группа споровых растений представлена Sphagnum (3 %) и Polypodiaceae (4 %).

Sev-2 (175-145 см), Betula sect. Nanae - Alnus fruticosa - Ericales. В спектрах резко возрастает содержание пыльцы Betula sect. Nanae (до 55 %) и Alnus fruticosa (до 40 %), также увеличивается содержание Ericales до 5 %. Количество пыльцы трав падает до 20 %. В группе споровых растений появляются споры разнообразных плаунов (Lycopodium clavatum, L. pungens, L.sp.).

Sev-3 (145-89 см), Betula sect. Nanae - Alnus fruticosa. В спектрах доминирует пыльца Betula sect. Nanae и Alnus fruticosa, появляется пыльца Salix. В верхней части палинозоны резко сокращается участие пыльцы Cyperaceae и Poaceae. Споровые растения присутствуют в незначительном количестве. Данный интервал в 56 см представлен всего 5 образцами.

В верхней части разреза значительных изменений в составе спорово-пыльцевых спектров не наблюдается. Однако колебания кривой процентного содержания пыльцы Cyperaceae позволили выделить еще 3 палинозоны.

Sev-4 (89-73 см), Salix - Cyperaceae - Sphagnum. В спектрах фиксируется увеличение количества пыльцы Cyperaceae до 10 % и Salix до 3 %, а также некоторое снижение Ericales по сравнению с нижележащей зоной. Общее количество споровых растений увеличивается до 6 % за счет спор Sphagnum. Содержание основных компонентов спектров Betula sect. Nanae и Alnus fruticosa колеблется в пределах 35-40 %.

Sev-5 (73-35 см), Ericales. Основанием для выделения данной палинозоны является резкое сокращение участия пыльцы Cyperaceae с 10 % до 1 % и повышение содержания пыльцы Ericales до 6 %.

Sev-6 (35-0 см), Alnus fruticosa - Salix - Cyperaceae. В группе пыльцы древесно-кустарниковых пород преобладает пыльца Alnus fruticosa (30-40 %) и Betula sect. Nanae (30-35 %), наблюдается увеличение содержания пыльцы Salix до 4 %. Среди травянистой растительности увеличивается количество пыльцы Cyperaceae.

Результаты спорово-пыльцевого анализа показывают, что на протяжении времени формирования вскрытой толщи отложений наиболее суровые (холодные) климатические условия сложились во время формирования спорово-пыльцевых спектров палинозоны Sev-1, когда на окружающей территории преобладали фитоценозы травянистой арктической тундры. Состав спектров палинозоны Sev-2 отражает потепление, которое способствовало распространению кустарниковой березы и ольховника. С высокой долей уверенности можно допустить, что спорово-пыльцевая диаграмма в нижней части колонки, на глубинах 170-180 см, фиксирует переход от неоплейстоцена к голоцену, когда арктическая тундра на данной территории сменяется ландшафтами южной тундры. В таком случае радиоуглеродная датировка в 5690 лет на глубине 90 см и палинологическая датировка границы голоцена на глубине 175 см дают вполне сравнимые скорости седиментации (0,16 мм/год за 5690 лет и 0,18 мм/год за 10000 лет). Как видно из радиоуглеродных датировок, пыльцевого анализа и гидрологических расчетов, скорости седиментации в оз. Севастьян сравнительно низкие, несмотря на то, что площадь водосбора озера более чем в 10 раз превосходит площадь водного зеркала озера. Мелководность и значительный вынос материала из озера вытекающей протокой способствуют малой скорости осадконакопления. К тому же в бассейне озера в основном распространены дочетвертичные образования, которые не способствуют значительному насыщению потока наносами.

Из спорово-пыльцевых данных и рассчитанных скоростей осадконакопления следует, что озеро образовалось около 13 тыс. лет назад в эпоху сурового климата, когда окружающие горы освобождались от местных ледников. Накопление спор и пыльцы травянистых растений началось около 11 тыс. лет назад. На рубеже плейстоцена и голоцена в бассейне озера началось значительное потепление, которое выразилось в пребореале ростом роли в растительном покрове сначала ивы, затем ольховника и, наконец, карликовой березы. Спорово-пыльцевая диаграмма показывает, что климатический оптимум голоцена был здесь в пребореале и бореале, что ранее отмечалось по другим спорово-пыльцевым данным для данного региона [Большиянов, 2006; Andreev et al., 2011]. Более поздние отрезки голоцена не очень контрастны по изменениям в составе спорово-пыльцевых спектров, и по ним трудно выделить какие-либо изменения климата последнего тысячелетия из-за малой скорости накопления осадков, редкими для таких задач образцами и, несомненно, отрицательной ролью для выделения палеоклиматического сигнала озерного льда, который часто ложится на дно водоема. Однако на спорово-пыльцевой диаграмме выделяется период более благоприятный для произрастания древесных растений на глубинах 50-60 см, что соответствует возрасту 3700-3100 лет.

Диатомовый анализ донных отложений проведен Л.А.Пестряковой по 18 образцам (через 4,5-7,4 см интервала) части колонки из скважины I. Длина колонки равна 94 см.

Выявленная диатомовая флора донных осадков оз. Севастьян состоит из 72 видов, относящихся к 23 родам, 12 семействам, 4 порядкам и 2 классам отдела Bacillariophyta. Все они относятся к современной флоре. Планктонные диатомеи составляют всего 3,2 % общего числа таксонов и представлены только Aulacoseira subarctica (O.Mull.) Haworth, Aulacoseira lirata (Ehr.) Sim. и Cyclotella meneghiniana Kutz. Наибольшее видовое разнообразие принадлежит бентосным диатомеям, составляющим 96,8 % общего количества таксонов: Pinnularia (7видов), Achnanthes, Eunotia и Cymbella (по 6 видов), Fragilaria, Gomphonema, Navicula и Neidium (по 5 видов), Diploneis (4 вида), Stauroneis и Amphora (по 3 вида). Остальные роды (52,2 %) имеют по одному или два вида.

По составу и характеру диатомовых комплексов в колонке отложений озера выделены четыре зоны (табл. 10, рис. 73-74).

В интервале глубин 94-40,0 см (первая зона - D-I) в большинстве проб (55 %) содержание створок в образцах фрагментарное, что не позволяет определить ни вида, ни рода водорослей. В остальных просмотренных пробах (45 %) были зафиксированы единичные экземпляры целых створок из родов Eunotia (E.arcus, E.praerupta, E.serra), Cymbella (C.sinuata), Fragilaria (F.ulna), Meridion (M.circulare), Tabellaria (T.flocculosa), Navicula (N.jaernefeltii), Sellaphora (S.pupula), Diploneis (D.ovalis). Фрагменты створок принадлежали эпифитным (Cymbella, Eunotia) и донным (Pinnularia, Stauroneis, Neidium, Hantzschia) формам. Из планктонных видов встречена только Aulacoseira subarctica (O.Mull.) Haworth.

Фрагментарность встреченных створок, незначительное видовое разнообразие и низкая концентрация численности (порядка 0,001-0,22 млн в грамме осадка) не позволяют выполнить эколого-географическую характеристику диатомовых комплексов данной зоны. По изменению численности, составу массовых видов следует условно выделить в пределах зоны D-I локальные фазы.

В первой фазе (интервал 94-80 см, D-I-a) найдено всего 10 видов с очень низкими показателями обилия. Концентрация створок низкая (до 0,17 млн в грамме осадка), всего удалось идентифицировать 10 видов, из которых часто встречаются Eunotia praerupta и Cymbella sinuata. Все они относятся к бентическим формам, характерным для почвенно-болотных биотопов.

Во второй фазе (интервал 80-54,1 см, D-II-b) представители диатомовой флоры почти не обнаружены.

В третьей фазе (интервал 54,1-40 см, D-I-с) концентрация створок диатомей составила 0,15-0,22 млн/г осадка. Видовой состав увеличился на 6 таксонов за счет эпифитных (Cymbella cistula, Meridion circulare) и донных (Caloneis baccilum, Diploneis ovalis, Sellaphora pupula и Stauroneis smithii) видов.

Во время формирования осадка зоны D-I в экосистеме водоема создались неблагоприятные условия для существования диатомей.

На глубине 40,0-35,0 см (зона D-II) обнаружено 19 видов диатомей. В слое осадков абсолютным доминантом становится Aulacoseira subarctica (O.Mull.) Haworth (до 33 %), вид, характерный для планктона олиготрофных вод, широко распространен и часто встречается преимущественно в литорали и пелагической зоне, главным образом северных и горных водоемов. Из эпифитных в состав доминантов также входит Eunotia praerupta Ehr. (до 21 %) - типичный вид для болотных биотопов. Субдоминанты - эпифитный вид Cymbella sinuata Greg., донные виды: Stauroneis anceps и S. hoenicenteron.

Концентрация створок диатомей возрастает до 0,61 млн/г. В осадках довольно много галофобов (до 28 %) и мало галофилов (не более 2 %), остальные индифференты. По отношению к щелочности среды преобладающей группой диатомей являются алкалифилы (53 %), ацидофильные диатомеи дают до 41 % створок в осадках. Суммарный индекс сапробности равен 0,95.

В зоне D-III (интервал 35-18,5 см) наблюдается незначительный рост численности диатомей (до 1,04 млн/г), видовое разнообразие остается почти на том же уровне (17-19 видов). По-прежнему абсолютно господствует Aulacoseira subarctica (до 38 %), а Eunotia praerupta (до 22,5 %), доминирующий в нижних и верхних слоях, в интервале 27-21 см заменен донным видом Sellaphora pupula (до 12,3 %) - широко распространенным пресноводно-солоноватоводным видом, убиквистом. Список субдоминантов возрастает за счет донных форм (Amphora ovalis, Caloneis baccilum, Pinnularia spp.), планктонного Cyclotella meneghiniana и эпифита Tabellaria flocculosa. По-прежнему Cymbella sinuata и Stauroneis phoenicenteron остаются в «массе».

По изменению численности, составу массовых видов и по структуре эколого-географических показателей можно выделить в пределах зоны D-III отдельные фазы.

Первая фаза включает слои осадка (интервал 35,0-33,5 см, D-III-a), где найдено 19 видов диатомей. Концентрация створок по сравнению с предыдущей зоной D-II снижается (до 0,47 млн/г). Доминирующий комплекс по-прежнему состоит из двух видов, но происходит изменение количественных соотношений Eunotia praerupta (до 22,5 %), Aulacoseira subarctica (до 13,5 %), а состав субдоминантов обогащается за счет планктонного галофильного вида Cyclotella meneghiniana и эпифитного галофобного - Tabellaria flocculosa. В диатомовых комплексах преобладают эпифиты (до 47,2 %) и пресноводные индифференты (до 47,2 %). Наивысшей численности в это время достигают диатомеи кислых болотных сообществ. Индекс сапробности равен 1,15.

Во второй фазе (интервал 33,5-24,0 см, D-III-b) отмечен высокий рост численности диатомей - до 1,04 млн/г, а разнообразие их сокращается на два вида. Состав массовых видов пополняется за счет донных форм: Sellaphora pupula (до 12,3 %) - пресноводно-солоноватоводный вид и Caloneis baccilum, пресноводный вид, широко распространенный на дне прудов, озер и рек. В целом в диатомовых комплексах преобладают донные (48,1 %), индифферентные (63 %) и алкалифильные (69,1 %) диатомеи. Доля участия холодноводных форм возрастает до 1,4 раза. Индекс сапробности - 1,45.

Третья фаза (интервал 24,0-18,5 см, D-III-с) характеризируется снижением численности диатомей (0,91 млн/г) и повышением видового разнообразия (до 20 видов). В доминанты возвращается Eunotia praerupta (до 11,4 %), список субдоминантов состоит только из одного вида - Amphora ovalis, распространенного на дне стоячих водоемов. Содержание планктонных видов в осадках максимальная (40,9 %) при равной доле участия обрастателей и донных (порядка 29,5 % - каждая группа). Растет доля участия индифферентных диатомей (до 72,7 %), ацидофилов (до 23,5 %) и арктоальпийских холодноводных форм (до 43,9 %). Индекс сапробности - 1,23.

В последнем отрезке времени (интервал глубин 18,5-0 см, D-IV) в развитии диатомовых водорослей отмечено богатое видовое разнообразие (57 видов) и высокая концентрация их створок (до 6,44 млн/г).

Максимум продуктивности диатомей в водоеме приходится на горизонт 11-6 см. Сохранность створок хорошая. Состав диатомового комплекса достаточно однороден в экологическом и стратиграфическом отношениях.

Основу диатомовых ассоциаций по числу видов составляют роды: Pinnularia (7), Cymbella, Achnanthes (по 6), Neidium (5), Fragilaria, Navicula (по 4), Amphora, Stauroneis (по 3). Остальные (около 62 %) являются 1-2-видовыми родами.

По результатам диатомового анализа можно выделить несколько этапов развития водоема, начиная с временного интервала около 6000 лет назад. Диатомовые водоросли очень слабо представлены в интервале 80-54 см, что соответствует возрасту 5-3,4 тыс. лет. Вероятно, этот интервал характеризовался суровыми климатическими условиями, когда водоем, промерзающий до дна и в настоящих условиях, не освобождался ото льда окончательно в течение летних месяцев. Рост численности диатомей к рубежу 3000 лет назад, вероятно, обусловливался потеплением, что видно и по составу спорово-пыльцевых спектров в интервале глубин 60-50 см, что соответствует возрасту 3,7-3,1 тыс. лет. Здесь же на спорово-пыльцевой диаграмме наблюдаются пики древесных пород. 3000 лет назад в районе дельты р. Лены отмечено заметное потепление климата, отраженное в продвижении границы леса вниз по р. Лене, вплоть до о. Столб, расположенного на основном разветвлении дельты [Kuzmina, Bolshiyanov, 2002].

Очень заметным интервалом с особенным составом диатомей является интервал глубин 33,5-24 см, в котором осадки откладывались 2,1-1,5 тыс. лет назад. В составе диатомей резко сокращаются галофобы и возрастает доля галофильных водорослей, также резко возрастает доля водорослей, предпочитающих щелочную среду обитания, пресноводные виды сокращаются, но вырастает роль пресноводно-солоноватоводного вида Sellaphora pupula (до 12,3 %). Заметно увеличивается роль холодноводных видов. Это свидетельство морского влияния. В этот период, вероятно, усилилась связь озера с морем за счет подъема уровня последнего. Позже вода становится менее соленой, щелочной и холодной.

Наибольший расцвет диатомовых водорослей, их разнообразия приходится на интервал глубин 11-6 см (700-380 лет назад), что свидетельствует о благоприятных климатических условиях. За этим благоприятным для развития растительности временем наступил Малый ледниковый период, отмеченный резким падением численности диатомовых водорослей. Этап потепления последнего столетия не зафиксирован, т.к. образцы отобраны не с такой частотой, которая позволила бы охарактеризовать столь короткие интервалы развития озера.

Полученные палеоклиматические результаты необходимо сравнить с результатами других исследователей, работавших в районе оз. Севастьян в 1990 г. [Grosswald et al., 1992]. Ими с помощью грунтовых трубок были получены керны отложений из двух озер в окрестностях пос. Тикси. Одно озеро в 5 км северо-западнее Тикси - оз. Ладанное в долине р. Хорогор. Второе озеро - Севастьян Восточное. Это озеро наиболее интересно для сравнения, т.к. расположено в пределах водосборной площади оз. Севастьян (см. рис. 70) в непосредственной близости от последнего и его воды стекают в оз. Севастьян. Оз. Севастьян Восточное имеет длину по длинной оси около 1 км. Оттуда упомянутыми авторами отобраны несколько колонок донных отложений длиной до 1,5 м. Глубина воды в точках отбора составила 3,6 м [Grosswald et al., 1992]. Проанализирована колонка № 8, имевшая длину 134 см. Авторы нашли в нижней части колонки (134-101 см) диамиктон, представленный темно-серым алевритом с фрагментами глинистых сланцев, и назвали его тиллом ледниковой лопасти, наступавшей с севро-востока - с шельфа моря Лаптевых. Бурение донных отложений оз. Севастьян в двух точках, как указано выше, никакого тилла не обнаружило. Озерные глинистые алевриты в 15 см выше контакта с дочетвертичными породами насыщены обломками последних - сланцев и алевролитов. Никаких признаков морены в этом переходном слое нет. Да и как-то странно выглядят эти отложения, называемые мореной (всего 15–20 см диамиктона) Лаптевоморского ледникового щита. Бурение четко показало, что переходный слой озерных отложений имеет очень малую мощность, в то время как упомянутые исследователи не имели возможности вскрыть коренные породы, что давало им право предположить какую угодно мощность «морены». Кроме того «морена» с глубины 134-101 см содержит комплекс спор и пыльцы, характерный для лесотундры [Grosswald et al., 1992]. Попытки объяснить этот факт переотложением пыльцы ледником из подстилающих осадков выглядит совершенно неубедительно. Датирование отложений (мхи из озерных осадков) также дало неоднозначный результат. Радиоуглеродная датировка с глубины 96-101 см показала возраст 8500 лет, а с глубины 84-85 см - 3980 лет. Первая из этих датировок выглядит более убедительной, т.к. она близка началу голоцена, который выявляется по спорово-пыльцевым данным, как и в скважине I в оз. Севастьян. Вторая датировка, вероятнее всего, неправильно отражает возраст озерных осадков. Дело в том, что скорость осадконакопления в оз. Севастьян Восточное в интервале глубин 100-85 см получается очень медленной - 0,03 мм/год за время в 4500 лет (8500-4000 лет назад). Причем по спорово-пыльцевым данным этот интервал отличается максимально благоприятными для произрастания березы, ольховника условиями в голоцене. Значит, это было максимально теплое время, а в теплый период голоцена скорости осадконакопления в озере не могли быть минимальными за рассматриваемый период времени. Вышележащие отложения (84-0 см) при явном ухудшении климатических условий, что следует из спорово-пыльцевых данных, откладывались в течение 4000 лет со скоростью, на порядок большей, - 0,2 мм/год. Исходя из этих соображений, представляется, что датировка отложений на глубине 84-85 см в 3980 лет не соответствует действительности. Тогда наиболее теплый период времени голоцена относится ко времени, близкому 8500 лет назад, что соответствует и данным по скважине I в оз. Севастьян. Заключение авторов о климатическом оптимуме голоцена 6500 лет назад по данным из колонки оз. Ладанного не обоснованно, т.к. колонка достигла только глубин осадка, датированного возрастом 6500 лет, и не вошла в более глубокие слои осадка, которые накапливались в начале голоцена. Если скорость осадконакопления в оз. Севастьян Восточное составляла 0,12 мм/год, что соответствует датировке осадков в 8500 лет на глубине 101-96 см, то заметное потепление, отмеченное спорово-пыльцевыми спектрами на глубине 40-20 см, произошло в интервале времени 3300-1700 лет назад. А по данным спорово-пыльцевого анализа колонки из скважины I такое потепление наступило 3700-3100 лет назад. Спорово-пыльцевые данные колонок из оз. Севастьян и Севастьян Восточное в целом достаточно похожи как по составу спектров, так и по изменениям в составе растительности в бассейне озера в течение голоцена. Эти данные также хорошо отмечают начало голоцена.

Таким образом, бурение осадков оз. Севастьян показало, что озеро образовалось около 13 тыс. лет назад. Никаких следов оледенения на дне озерной котловины не обнаружено. Наиболее теплое время голоцена наступило в пребореале и бореале. В атлантическое время голоцена 5-3,4 тыс. лет назад было достаточно холодно, что вызывало длительно сохранение ледового покрова на озерах. Заметное потепление фиксируется осадками возрастом, близким к 3000 лет. Существенное событие произошло около 2000 лет назад, когда в озеро проникали морские воды. Высота подъема уровня моря Лаптевых тогда составляла около 10-12 м, что не приводило к полному затоплению озера, и водоем продолжал существовать как озеро, но в нем появились солоноватоводные виды диатомей, и воды стали более щелочными. Трансгрессия длилась, по-видимому, несколько сотен лет. Разброс датировок вполне объясним трудностями построения модели скоростей осадконакопления и ошибками датирования.

5.1.4. Донные отложения других озер района дельты реки Лены

В ходе российско-германской экспедиции «Лена-2009» в нижнем течении р. Лены выполнен меридиональный вертолетный маршрут (73-69° с.ш.) с целью проведения палеолимнологических исследований в разных природных зонах региона моря Лаптевых. Проведены комплексные полевые исследования 10 озер с отбором кернов донных отложений [Савельева и др., 2011]. Для первоочередного изучения были выбраны 3 колонки из оз. «Безрыбное», Эльгене и Сысы, расположенных в арктотундровой, лесотундровой и северотаежной ботанико-географических подзонах (рис. 75).

Оз. Сысы-Кюеле (координаты: 69°24´17,5´´ с.ш., 123° 49´40,5´´ в.д.) имеет эрозионно-термокарстовое происхождение и расположено на левом склоне долины р. Лены в подзоне северной тайги, которая представлена лиственнично-кустарниковым редколесьем. Керн PG1984 мощностью 121 см был отобран в центральной части озерной котловины. Снизу вверх по разрезу выделяется 4 литологические разности (исследованы П.С.Вахрамеевой), которые фиксируют переход от минеральных отложений к биогенным: 121-113 см - неясно-слойчатый серый алеврит; 112-110 см - неясно-слойчатый коричневато-серый гиттиевый алеврит; 110-80 см - однородная серовато-коричневая алевритистая гиттия; 80-0 см - однородная коричневая гиттия (см. рис. 75). Выделенные литологические разности хорошо согласуются с кривой содержания общего углерода, значения которого нарастают снизу вверх от 2,5 % до 30 %. При этом соотношения между углеродом и азотом, свидетельствующие о вкладе автохтонного и аллохтонного компонентов в состав органического материала, на протяжении всего разреза сильно варьируют от 3 до 12. Гранулометрический состав не является показательным для данных отложений: соотношение основных фракций практически не меняется, преобладает алеврит. По результатам спорово-пыльцевого анализа (палинолог Л.А.Савельева) было выделено 6 палинозон, на основе которых реконструирована растительность от зоны арктической тундры до разреженной северной тайги. Границы палинозон довольно хорошо сопоставляются с другими показателями. Количество пыльцы древесно-кустарниковых пород в верхней части разреза составляет 85 %, и такое соотношение (80 % древесных, 20 % травянистых) сохраняется практически на всем протяжении колонки выше 110 см. На глубине 110 см зафиксирована резкая смена спорово-пыльцевых спектров с господством пыльцы трав, представленных злаковыми, осоковыми, полынями, маревыми, лютиковыми и др., на спектры, в которых преобладают кустарниковые виды берез, ольховник, ива, присутствуют древовидные формы берез, появляется пыльца лиственницы.

Этот ярко выраженный переход от зоны арктической тундры к зоне южной тундры или даже лесотундры сопоставляется с границей плейстоцена и голоцена. Для образца с глубин 118,5-119 см получен прямой некалиброванный радиоуглеродный возраст 11280±70 лет, который хорошо согласуется с результатами спорово-пыльцевого анализа. Всего для этого разреза получено 8 радиоуглеродных датировок. Б.Бискарбоном с соавторами [Biskarbon et al., 2012а] построена модель скорости осадконакопления в озере и на основании диатомового анализа сделан вывод о том, что озеро образовалось около 13 тыс. лет назад, 7,1 тыс. лет назад началось потепление, которое имело кульминацию 5,7–2,8 тыс. лет назад, после чего отмечено похолодание климата. Кроме диатомового анализа использовались геохимические показатели, и заключение выглядело бы обоснованно, если бы не модель возраста. Дело в том, что ряд из 8 датировок имеет 2 инверсии возраста (см. рис. 75), но даже не они показывают ошибочность возрастной модели. По такой возрастной модели нормальная скорость осадконакопления отмечается в нижней части колонки, в которой достаточно много минеральных частиц. Эта скорость составляет 0,2-0,25 мм/год и относится к отложениям границы плейстоцена и голоцена. Выше накапливалась сплошная гиттия, и здесь скорость осадконакопления в озере снижается на порядок, что чрезвычайно странно для накопления гиттии в условиях лесного озера. Особенно резок переход в датировках отложений на глубине 76 и 60 см (9290 и 5990 лет назад соответственно). На этом интервале скорость осадконакопления составила всего 0,05 мм/год. Здесь же на глубинах отложений от 76 см до их поверхности имеются 2 инверсии возраста, в том числе поверхностный осадок имеет возраст 575 лет. Инверсии возраста осадков и малые скорости накопления гиттии объясняются строением верхней части грунтов озера.

Илы очень сильно обводнены с поверхности, на что указали разные отметки дна, измеренные эхолотом (2,5 м) и поднятым тросом якоря (4 м) в точке отбора колонки отложений. Также из озера не удалось отобрать ни одной поверхностной колонки донных отложений - они вываливались из грунтовой трубки при подъеме, не дойдя до поверхности воды. Все эти факторы позволяют предположить, что трубкой, забитой в грунт, действительно подняты осадки окончания плейстоцена и обводненные, переотложенные осадки голоцена. Геоморфологическое положение озера объясняет эту особенность его донных отложений. На карте и снимках озера хорошо видно, что этот водоем располагается в долине, по которой периодически открывается сток и озеро становится сильно проточным. Поэтому, по нашему мнению, верхняя часть поднятой из оз. Сысы колонки не может быть использована для палеоклиматических реконструкций вследствие описанных особенностей, приводящих к значительным перемещениям уже отложившихся осадков.

Оз. Эльгене-Кюеле (координаты: 71°17 ´39,7´´ с.ш, 125° 33´01,7´´ в.д.), имеющее эрозионно-термокарстовое происхождение, расположено в низовьях р. Лены, между плато Кыстык и кряжем Чекановского, почти на границе южной ерниково-кустарничково-моховой тундры и лиственничной лесотундры [Савельева и др., 2011]. Притоков у озера нет. Максимальная измеренная глубина в центральной части вытянутой с северо-запада на юго-восток котловины 5 м, откуда и отобрана колонка донных отложений PG1975-1 длиной 136 см (см. рис. 75). Вскрытые осадки представлены коричневатым слоисто-глинистым алевритом с песчаными прослоями, источником которых, по-видимому, являются породы ЛК, разрушающиеся в настоящее время на западном и северном берегах озера. Содержание общего углерода в осадках колеблется от 1,5 % до 4,5 %. Характер его распределения по разрезу находится в обратной зависимости от содержания песчаной фракции и отражает гранулометрический состав отложений. Соотношение между углеродом и азотом варьирует в пределах от 11 до 15 и в среднем указывает на примерно равные доли автохтонного и аллохтонного компонентов в составе органического вещества. Палинологические исследования также показывают небольшую изменчивость спорово-пыльцевых спектров по разрезу, как и в осадках оз. Сысы. Следует отметить закономерное повышение содержания пыльцы древесно-кустарниковых растений (до 65 %) и наличие пыльцы лиственницы, распределение которой по разрезу позволило выделить 4 палинологические зоны. Палинозоны 1 и 2 с максимальным участием пыльцы этой древесной породы отражают наиболее благоприятные условия формирования осадков, когда существовало березово-лиственничное редколесье. По данным гранулометрического анализа, в это время гидрологический режим был контрастным. В данной обстановке осадконакопления это можно объяснить лишь периодическим образованием и таянием снежников на склонах водосбора, которые можно наблюдать до середины лета и в настоящее время. В палинозоне 3 пыльца лиственницы почти исчезает из пыльцевых спектров, что можно интерпретировать как дальнейшее похолодание, приведшее к замещению лесотундры растительностью южной тундры. Это происходит на фоне более стабильного и менее активного гидрологического режима, запечатленного литологическими показателями, и, вероятно, свидетельствует об отсутствии значительных эпизодов таяния снежников, а значит, и о более суровых условиях. Спорово-пыльцевые спектры зоны 4 характеризуют современную растительность, близкую к лесотундровой. Однако результаты гранулометрического состава и геохимических показателей не фиксируют заметных изменений. В основании разреза на глубине 134-135 см было получено 2 радиоуглеродные датировки. Одна по гуминовым кислотам около 6000 лет назад, другая по щелочному остатку около 9600 лет назад. Такой разброс возраста не позволяет их использовать при интерпретации. Другие датировки из колонки также имеют совершенно ненормальное распределение. Поверхностный осадок датирован возрастом около 3000 лет. По-видимому, в озерных осадках много переотложенной органики из разрушающегося ледового комплекса пород. В настоящее время возрастная модель осадконакопления в озере не может быть построена из-за невозможности использования радиоуглеродных датировок и недостатка других данных, хотя бы по скорости современного осадконакопления. Спорово-пыльцевые данные только показывают похолодание климата в зоне 3, которая может быть пока отнесена ко времени Малого ледникового периода.

Оз. «Безрыбное» расположено в южной части о. Арга-Муора-Сисё дельты р. Лены (координаты: 73°11´48,2´´ с.ш., 124° 37´13,0´´ в.д.), в подзоне арктической тундры и имеет гляциокарстовое происхождение. Озеро имеет связь с сопредельными озерами на других высотных отметках. Рельеф котловины показывает, что в определенные моменты времени озеро было более обширным и глубоководным благодаря соединению озер в один бассейн.

Керн PG1972-1 мощностью 108 см отобран из центральной, наиболее глубоководной части озерной котловины, максимальная измеренная глубина которой составила 6,5 м. Пробы на различные виды анализов были отобраны с разрешением от 0,5 см до 4 см. В целом отложения очень однородны и представлены грубым моховым детритом в песчанисто-алевритовом заполнении, однако ниже отметки 80 см в интервале от 80 см до 90 см и от 93 до 95 см наблюдается увеличение минеральной составляющей. В этих же интервалах фиксируются изменения гранулометрических и биогеохимических показателей. В гранулометрическом составе увеличивается доля песчаной фракции, что приводит к снижению общего углерода. Результаты гранулометрического анализа говорят об эоловом и эрозионном поступлении минерального вещества. Увеличение содержания песка может свидетельствовать об усилении неравномерности гидрологического режима, которое приводило к более интенсивному размыву песчаных отложений на поверхности водосбора. Относительно высокие содержания органического вещества (до 15 %) по всему разрезу объясняются интенсивным поступлением его с суши (в осадках присутствует большое количество слабо разложившихся зеленых мхов).

Результаты спорово-пыльцевого анализа [Савельева и др., 2011] показывают, что соотношение между группой древесно-кустарниковых пород и трав меняется слабо и колеблется в пределах от 45 % до 55 % на протяжении всей вскрытой толщи осадков. Сравнение ископаемых и субрецентных спектров донных отложений с современной растительностью показывает, что формирование осадков происходило в условиях, близких к современным. Следует отметить факт встречаемости пыльцы берез, осоковых и злаковых в скоплениях по пять и более зерен в интервале от 50 до 100 см. Это может указывать на быструю скорость захоронения несозревшей пыльцы. Выявить зависимость между результатами палинологичского, геохимического и гранулометрического анализов не удалось. Также достаточно трудно выявить климатический сигнал из хорошо проведенного диатомового анализа колонки [Biskarbon et al., 2012 б]. Из него следует, что на протяжении трехтысячелетней истории развития озера речные воды в него никогда не попадали, т.к. в осадках отсутствуют дисковидные диатомеи, характерные для ленских вод.

Важно, конечно, определение возраста образования озера. Радиоуглеродная датировка самых нижних слоев отложений колонки показала возраст 2885±35 лет, отложения с глубины 54-55 см имеют возраст 1305±30 лет, и самый верхний слой осадка датирован возрастом 700±30 лет [Biskarbon et al., 2012 б]. Датировки показывают, что скорость осадконакопления в озере изменялась в пределах 0,3-0,4 мм/год. Нижние слои осадка характеризуются наибольшим содержанием органического углерода, сравнительно высокой концентрацией пыльцы березы в спорово-пыльцевосм спектре и наибольшим количеством песчаных частиц в осадках. Все это вместе может свидетельствовать о том, что во время и сразу после образования термокарстового оз. «Безрыбное» имели место сравнительно благоприятные климатические условия.

5.1.5. Палеоклиматические события голоцена по данным изучения четвертичных отложений

Теплые условия начала голоцена в районе дельты р. Лены подтверждаются находками древесины березы и лиственницы в голоценовых отложениях. Возраст древесины березы с хорошо сохранившейся корой из бровки уступа размыва о. Курунгнах в вершинной части дельты 8610±70 лет (ЛУ-4549). В склоновой фации алевритов долины ручья Чокуурдаах, впадающего в Ванькину губу (п-ов Широкостан в юго-восточной части моря Лаптевых) обнаружена часть белоствольной березы, росшей на склоне долины ручья, которая датирована возрастом 8950±100 лет [Тараканов, Бирюков, 1974]. Возраст вертикально стоящего ствола лиственницы, обнажающегося из серых песчаных алевритов на северо-восточном берегу термокарстового озера на Быковском п-ове в 6 км к юго-западу от маяка «Ледник» (71°45´ с.ш., 129°16´50´´ в.д.), - 8690±10 лет (ЛУ-4292).

Потепление и незначительное движение границы леса на север около 3000 лет назад фиксируется отложениями первой террасы о. Арга-Билир-Арыта, находящегося вблизи вершины дельты р. Лены (72° 21´42,8´´ с.ш., 126°19´35,3´´в.д.). Он сложен слоистыми осадками эстуарного типа и сверху аллювиальными осадками. В 7-метровом обнажении (см. рис. 25, № 25) сверху вниз на глубине 0-0,9 м обнажаются пески кварцевые, переслаивающиеся с алевритовыми песками и растительными остатками. Слоистость косая и перекрестная. Радиоуглеродный возраст осадков 540±60 лет (ЛУ-4565).

Подстилающая толща горизонтального переслаивания серого алеврита и алевритового песка со слоями растительных остатков имеет мощность 1,7 м. Толщина минеральных прослоев до нескольких сантиметров, а органические остатки слагают более 60 % пачки отложения.

Нижняя пачка отложений состоит из горизонтального переслаивания тонких и крупнозернистых песков (до 20-50 см толщиной) с алевритовыми слоями толщиной 10-15 см. Алевриты содержат значительное количество растительного детрита и утоняются верх по разрезу. Растительный детрит из основания видимой части пачки датирован радиоуглеродным возрастом 3170±50 лет (ЛУ-4609). Осадки и фоссилии этой пачки отложений (4,2-2,8 м над рекой) формировались в условиях поймы около 3000 лет назад. Средняя пачка отложений (2,8-1,1 м), богатая растительными остатками, как слоёнка, откладывалась в эстуарных условиях. Верхний слой осадков (1,1-0,2 м) откладывался в реке близко к ее стрежню.

Как показали исследования спектров ископаемых жуков [Kuzmina, Bolshiyanov, 2002], наибольшее количество остатков (97 остатков, соответствующих 68 особям 42 видов) приурочено к основанию нижней пачки отложений. Распределение видов жуков по экологическим группам показывает значимую долю таежных обитателей (13 %). К ним добавляются водные (4 %) и прибрежные (14 %) жуки, которые также обитали скорее вблизи леса, нежели в открытых условиях тундры [Kuzmina, Bolshiyanov, 2002]. Хорошая сохранность жуков говорит о том, что они были захоронены вблизи леса без далекого переноса. По соотношению видов в спектре сделан вывод, что в нем присутствуют лесные виды, в том числе термофильные, которые обитали в тайге с вертикальной зональностью, водные виды по берегам лесных водоемов и рек и виды жуков, типичные для лесотундры. Трудно предположить, что лесной комплекс жуков был переотложен издалека. Таким образом, сделан вывод о том, что около 3000 лет назад лес был близок к о. Арга-Билир-Арыта. В настоящее время низкорослые лиственничные редколесья развиты в 50 км выше по реке на о. Тит-Ары.

На этом же острове в его северной части рядом с поселком на площадке первой террасы ветром откопаны стволы лиственницы диаметром до 40 см в основании. Современные деревья южной части острова значительно мельче. В развеянной террасе встречены остатки откопанного леса, радиоуглеродная датировка древесины которого показала возраст 2920±70 лет (ЛУ-4919). Другие исследователи считают, что наиболее молодые остатки лиственницы найдены выше границы леса (Тит-Ары) и датируются возрастом 5000 лет [Andreev et al., 2004].

Изучение ледяных жил первой террасы р. Лены с помощью изотопно-кислородного метода и радиоуглеродного датирования вмещающих жилы отложений дало возможность проследить колебания климата за последние 6 тыс. лет (из доклада Х.Майера и А.Деревягина на совещании 12.11.2010). Зимняя температура воздуха, по этим данным, росла от минимальных значений около 6 тыс. лет назад к заметному потеплению около 3 тыс. лет назад, кульминациям потепления около 2000 и 1000 лет назад, похолоданию между 2000 и 1000 лет назад и сильному похолоданию Малого ледникового периода 300-400 лет назад.

Таким образом, есть несколько независимых свидетельств - подтверждений (древесина с о. Тит-Ары и лесные спектры жуков отложений о. Арга-Билир-Арыта, ледяные жилы первой террасы дельты) того, что около 3000 лет назад лес продвигался к северу на расстояние до первых десятков км относительно современного его положения. Эти же тенденции потепления климата в районе 3000 лет назад обнаруживаются в осадках оз. Севастьян и Николай. На о. Большой Ляховский в осадках, датируемых 3,7-3,3 тыс. лет назад, возрастает роль пыльцы карликовой березы [Andreev et al., 2011], что также указывает на потепление климата, правда, не в районе дельты р. Лены, но на побережье моря Лаптевых. После этого события климат холодал и теплел снова около 1000 лет назад по данным из осадков оз. Николай (скважина А-1). Малый ледниковый период был одним из заметных событий климатической истории голоцена в районе дельты р. Лены.

5.1.6. Общие результаты

Собранные результаты изучения озерных осадков и четвертичных отложений в районе дельты р. Лены свидетельствуют о том, что голоцен в дельте начался потеплением климата. В связи с разбросом датировок донных озерных отложений точное время климатического оптимума по ним получить затруднительно. Но теперь уже не одиночные находки и датировки стволов берез и лиственниц в вершине дельты, на Быковском п-ове и на побережье Ванькиной губы показывают, что граница леса сдвигалась в дельту и на сопредельные пространства 8,9-8,6 тыс. лет назад. Интересно, что в том же месте Быковского п-ова (71°45´ с.ш., 129°16´50´´ в.д.), где был найден вертикально стоящий ствол лиственницы возрастом 8690±10 лет, найдены и датированы возрастом 8080±120 лет остатки лося (личное сообщение Т.В.Кузнецовой).

Таким образом, есть основания предполагать явное передвижение на север в дельте границы леса именно в это время голоцена. Причем лес, произраставший тогда в вершинной части дельты, был не только лиственничным, но и березовым. Никаких признаков более теплых условий голоцена в дельте пока не обнаружено. Можно считать, что климатический оптимум голоцена относится к периоду 8900-8000 лет назад. На более северных территориях (о. Котельный) климатический оптимум голоцена имел место 9600-9000 лет назад, а на архипелаге Северная Земля 10000-9500 лет назад, что находится в согласии с ранее предположенным отеплением евразийских арктических архипелагов в самом начале голоцена прорвавшимися в Северный Ледовитый океан теплыми атлантическими водами [Большиянов, 2006].

В середине голоцена между 5000 и 3400 лет назад по всем обсужденным данным вырисовывается похолодание. Хирономиды и пыльца из отложений оз. Николай-Кюеле показывают на похолодание в середине голоцена и нестабильность климата, заключающуюся в резких колебаниях тепла и осадков, причем на интервалах времени в несколько сотен лет. Диатомовые водоросли практически не развивались в это время в оз. Севастьян-Кюеле.

Можно предположить, что это озеро редко вскрывалось от ледяного покрова даже в летние сезоны, а в зимние и переходные сезоны было промерзшим до дна. Резкие колебания в спорово-пыльцевой диаграмме и составе хирономид в осадках оз. Николай, часто противоречащие друг другу, возможно, также имеют отношение к резко возраставшей роли ледового покрова, а возможно, и к возникавшим на о. Арга местным ледникам и снежникам.

Явное потепление климата и снова движение границы леса на север - к вершине дельты фиксируются откопанными пнями лиственниц на о. Тит-Ары, лесными спектрами жуков в отложениях о. Арга-Билир-Арыта, возрастанием роли древесных видов в донных отложениях оз. Севастьян, образованием термокарстового оз. «Безрыбное» на о. Арга, потеплением зимних температур, выявленным при изучении ледяных жил первой террасы дельты. Все эти события близки по возрастному рубежу в 3000 лет. Однако это выдвижение леса на север не достигло таких размеров, как 8000-8900 лет назад, когда наряду с лиственницей лесообразующей породой была береза. Осадки оз. Николай по данным [Schwamborn et al., 2002] показывают некоторое похолодание климата к 2000 лет назад и потепление в районе 1000 лет назад. Затем во второй половине последнего тысячелетия разразился Малый ледниковый период, который виден и по не слишком детальным анализам донных отложений изученных озер. Представления о колебаниях климата голоцена изображены в виде палеоклиматической кривой на рис. 76. Исходя из современных температур июля в полярных пустынях 1-2 ºС, арктических тундрах 2-4 ºС, типичных тундрах 4-6 ºС, южных тундрах 6-10 ºС, лесотундре 10-12 ºС, северной тайге 12-16 ºС можно приблизительно восстановить и колебания летних температур воздуха в районе вершины дельты р. Лены (см. рис. 76).

5.2. КОЛЕБАНИЯ КЛИМАТА ПОСЛЕДНЕГО ТЫСЯЧЕЛЕТИЯ

Для выявления климатических колебаний последнего тысячелетия исследовались с помощью комплекса методов (спорово-пыльцевой, геохимический, варвометрический, геохронологический анализы) короткие колонки донных озерных отложений. Оз. Ментикелир Восточное расположено у подножия кряжа Прончищева к западу от дельты р. Лены в точке с координатами 73 °27´37´´ с.ш., 116°20´53,8´´ в.д. (см. рис. 34). Колонка донных осадков из самой глубокой части оз. Ментикелир Восточное по длине составила 42 см. Характер отложений - ленточные глинистые алевриты, разделенные песчаными прослоями, - свидетельствует о ритмичном осадконакоплении, прерываемом катастрофическими событиями стока в озера большого количества обломочного материала. Ленточная слоистость позволила определить скорость осадконакопления и возраст накопившихся и изученных отложений. Палинолог О.Ф.Дзюба выделила в осадках и на диаграмме три палинозоны (рис. 77).

Спорово-пыльцевые зоны отложений, формировавшихся последние 320 лет, отражают растительность типичных тундр с доминированием кустарников, кустарничков (карликовые березы, ольховник, ива, вересковые) и травянистых растений, представленных в первую очередь злаками и осоками, т.е. в целом климатические условия мало отличались от современных.

Тем не менее состав пыльцевых спектров палинозоны 2 отражает, скорее всего, самую влажную и прохладную за весь исследованный период климатическую обстановку, ограниченную периодом 225-125 лет назад. Основной растительной доминантой здесь были осоковые, карликовая береза, ольховник и ива. Удалось зарегистрировать здесь и максимальное по всему разрезу содержание пыльцы влаголюбивой валерианы. Злаковые травы в этот период резко сократили свою репродуктивную деятельность, что также может быть показателем повышения влажности в окружающей среде. О том же свидетельствует и рост содержания в спектрах этого времени споровой растительности, поскольку она представлена в основном влаголюбивыми таксонами: сем. Polypodiaceae, р. Selaginella, Lycopodium annotinum. В этой же палинозоне зафиксировано и максимальное по всему разрезу содержание спор сфагновых мхов (Sphagnum sp.). Также в этой зоне зафиксирована плохая сохранность пыльцы и тератоморфные (уродливые) пыльцевые зерна, которые свидетельствуют о неблагоприятных экологических условиях произрастания растительности, скорее всего связанных с угнетающими растительность климатическими условиями.

В период 125-75 лет назад резко сокращается содержание споровых растений, также резко сокращается общее количество пыльцы в пробах, уменьшается количество травянистых растений, особенно из семейств Rosaceae, cf. Anemonea, Ranunculaceae, Onagraceae, Chenopodiaceae, Artemisia, Rassicaceae, Rumex, Asteraceae. Это был, вероятнее всего, самый холодный отрезок из изученных последних 320 лет. В середине холодного отрезка между 140 и 160 лет назад в составе второй выделенной пыльцевой зоны кратковременно и незначительно появляется пыльца лиственницы. Так как пыльца лиственницы не может быть далеко перенесена от места произрастания растений, есть основания говорить о спороношении лиственницы в тот период на водоразделе озер Ментикелир.

Примерно 70-75 лет назад наблюдается всплеск содержания пыльцы, как по общему содержанию, так и для отдельных видов. Возрастает количество заносной пыльцы сосны, березы и даже дальнезаносной пыльцы граба, которая появляется в одном образце и больше не встречается. Перечисленные семейства травянистых растений также резко дают всплеск количества пыльцы. Очевидно, это событие отметило заметное потепление климата.

Строение донных отложений и их геохимический состав говорят о следующем (рис. 78). В колонке содержание органического углерода колеблется от 1,6 до 2,6 %. Довольно резко это содержание упало до минимальных величин около 250 лет назад и заметно подросло около 90 лет назад. В этот период осадки откладывались очень неравномерно. Скорость осадконакопления колебалась от 0,2 до 1,8 мм/год, при средней скорости 0,7 мм/год. В это время в озере отложено 5 прослоев песка среди ленточных глин. В совокупности эти факты свидетельствуют о сносе в озеро обломочного материала во время катастрофических событий таяния ледников и снежников кряжа Прончищева в теплые сезоны холодной и влажной в целом фазы развития климата описываемого региона. Эта фаза имела здесь место 250-75 лет назад и являлась проявлением Малого ледникового периода.

Колонка осадков другого термокарстового оз. Тунгус-Юнкор, расположенного в 7 км к северо-востоку от оз. Ментикелир Восточное, в точке с координатами 73 °32´ с.ш., 116°33´23,2´´ в.д., сохраняет информацию о климате в период от 500 лет назад до настоящего времени. Осадки были подвергнуты геохимическому анализу, который показал низкое содержание органического углерода (рис. 79), что интерпретировано как сокращение биопродуктивности в озере в результате похолодания климата в период 500-100 лет назад. Отсутствие результатов спорово-пыльцевого анализа не позволило более точно расшифровать историю изменений климата на основании изучения осадков из этого озера.

Изученные осадки озер довольно явно показали изменения климата при переходе от предшествовавшего более теплого времени к Малому ледниковому периоду, который начался в этом регионе Арктики около 1750 г., характеризовался кратковременным потеплением 1840-1860 гг. и закончился в первой четверти XX в. Во время МЛП на кряже Прончищева развивались снежники и пассивные ледники, сток воды с которых зафиксирован песчаными отложениями на дне оз. Ментикелир Восточное.

5.3. СОВРЕМЕННЫЕ КЛИМАТИЧЕСКИЕ ИЗМЕНЕНИЯ И РЕЖИМ МНОГОЛЕТНЕМЕРЗЛЫХ ПОРОД

Для оценки направленности изменения климатических параметров в течение последнего десятилетия использованы ряды метеорологических параметров, полученных на полярных метеостанциях Тикси, Столб, Усть-Оленёк и на полигоне о. Самойловский в дельте р. Лены. Последний находится в 11 км к западу-юго-западу от полярной станции Столб. Это позволяет рассматривать некоторые метеорологические параметры (например, температуру воздуха) совместно по обоим пунктам. Наблюдения с помощью автоматической метеостанции на о. Самойловский начаты в 2000 г., а имеющийся ряд метеорологических элементов по станции Столб охватывает период с 1981 г. по настоящее время.

Наиболее длительный ряд метеоэлементов для исследуемого региона имеется по метеостанции Тикси (залив Сого) - с 1932 г. по настоящее время. Все ряды метеоэлементов легли в основу электронного архива данных срочных метеорологических наблюдений, выполнявшихся на метеостанции с 1932 по 2007 г. Эта работа выполнена в ААНИИ в рамках совместного российско-американского проекта Международного полярного года «Создание Гидрометеорологической обсерватории в Тикси».

Предварительный анализ данных показал, что с 1932 по 2007 г. тренды приземной температуры воздуха и давления во все месяцы года слабые и незначимые. Однако ход экстремальных температур воздуха имеет значимый тренд. В частности, в течение периода наблюдений уменьшаются максимальные температуры воздуха. За этот же период явный положительный тренд имеет облачность, которая значимо увеличивается зимой и уменьшается летом (рис. 80). Влияние облачности на радиационный прогрев нижнего слоя атмосферы (уменьшение радиационного выхолаживания зимой и увеличение инсоляции летом) является одним из основных механизмов положительных трендов температуры воздуха в зимний и летний сезоны года [Макштас и др., 2011]. Это означает также, что для режима мерзлых грунтов складываются условия для уменьшения их выхолаживания зимой и прогревания летом.

Таким образом, по данным многолетних метеорологических наблюдений, на полярной станции Тикси нет значимого потепления или похолодания ни летом, ни зимой.

По станции Столб, расположенной в главном узле разветвления дельты р. Лены, за период с 1981 по 2006 г. наблюдается незначимый положительный тренд в среднегодовых температурах воздуха (рис. 81 а) и в среднелетних (июнь-август) температурах воздуха (рис. 81 в). Однако за последние десять лет ситуация изменилась - и в среднегодовых, и в среднелетних температурах наблюдается отрицательный тренд (рис. 81 б и 81 г).

Значимый отрицательный тренд наблюдается в среднелетних температурах по станции Усть-Оленёк. Там за период с 1999 по 2008 г. летние сезоны стали явно холоднее.

Таким образом, вопреки распространенным утверждениям об однозначном потеплении в Арктике, на южном побережье моря Лаптевых от полярной станции Усть-Оленёк до Тикси такого явления не наблюдается. Более того, последнее десятилетие характеризуется похолоданием летних сезонов. А температуры теплого сезона имеют решающее значение для режима многолетнемерзлых пород и деятельного слоя грунта.

Наблюдения за состоянием деятельного слоя грунта начаты на полигонах о. Самойловский в 2002 г., а в 2005 г. там пробурена скважина глубиной 26,8 м, которая в 2006 г. оснащена термодатчиками для наблюдения за ходом температур многолетнемерзлых пород на разных глубинах.

На рис. 82 представлены данные по изменениям температуры воздуха, температуры грунта и глубины деятельного слоя грунта на полигоне о. Самойловский. Площадка наблюдений представляет собой мерзлотный полигон размером 18x27,5 м (рис. 83), в центре которого установлены температурные датчики и ежегодно в различные периоды сезона протаивания щупом производятся измерения глубины деятельного слоя грунта по 150 точкам. Средние величины из этих 150 измерений для середины июля и для конца августа представлены на рис. 82в. Наибольшая глубина протаивания достигается в конце августа - начале сентября. Из диаграмм видно, что наибольшая глубина протаивания за период с 2002 по 2011 г. колеблется от 42 до 58 см. И температура воздуха не является непосредственной причиной наступления максимумов протаивания. Так, в летнем сезоне 2004 г., самом холодном из наблюденных, глубина протаивания достигла в конце августа 49 см, а в гораздо более теплое лето 2006 г. - всего 44 см. В сравнительно холодном летнем сезоне 2008 г. протаивание достигло 51 см, а в сравнительно более теплом сезоне 2002 г. - лишь 42 см.

Такая же изменчивая картина наблюдается и с температурами на различных горизонтах в центре полигона. В холодном по всем показателям (холодное лето, холодная зима, см. рис. 81а) 2004 г. среднегодовая температура грунта на глубине 10 и 30 см составляла соответственно - 8 и - 8,2 ºС. А в сравнительно теплом 2002 г. среднегодовые температуры грунта на этих же глубинах достигали -12,1 и -12 ºС.

Пока недлинный ряд наблюдений за состоянием деятельного слоя грунта на полигоне показывает, что: 1 - глубина протаивания и температуры на различных горизонтах деятельного слоя не имеют непосредственной корреляции со среднегодовой и летней температурой воздуха на полигоне; 2 - температуры воздуха, температуры на глубинах и глубина протаивания в центре полигона значительно колеблются от года к году и не имеют устойчивой направленности к увеличению или уменьшению; 3 - на глубину протаивания и температуры грунта на глубинах кроме температуры воздуха, по-видимому, значительное влияние оказывают высота снежного покрова и облачность, а они пока не принимаются в расчет из-за того, что все внимание в вопросах изучения протаивания вечномерзлых грунтов уделяется именно приземной температуре воздуха, которая в данном районе не имеет тенденции к повышению, как минимум, в течение последних 10 лет.

Скважина глубиной 26,6 м пробурена на о. Самойловский в мае 2005 г. В 2006 г. она была оснащена датчиками температуры, которые год находились в скважине и обсадной трубе, а в 2006 г. скважина диаметром 120 мм была засыпана песком вместе с находящимися в ней датчиками. К настоящему времени накоплены данные хода температур в скважине по всей ее глубине за 2007-2008 гг.

В 2009 г. в районе метеоплощадки полярной станции Тикси пробурена мелкая скважина, которая оборудована термодатчиками, расположенными на глубинах: поверхность, 0,2; 0,4; 0,8; 1,2; 1,6; 2,0; 2,4 м. Глубины расположения датчиков согласованы со стандартными глубинами почвенных вытяжных термометров, использовавшихся на полярных станциях в советское время. К настоящему времени данных о температурах грунта на глубинах сохранилось мало. Для полярной станции Тикси найдены только результаты измерения температур грунта в 1967, 1968 и в 1970 гг. на глубинах до 1,6 м. Однако эти годы приходятся на пик похолодания XX в. Арктике. Поэтому сравнение этих данных с температурами грунта начала XXI в. представляется информативным. На рис. 85 вынесены среднемесячные температуры грунта в 1967, 1968, 1970 гг. эпохи похолодания и в 2010-2011 гг. эпохи, считающейся эпохой глобального потепления. Поверхностные среднемесячные температуры грунта в 1967-1970 гг. были незначительно ниже и имели меньшую амплитуду по сравнению с 2010-2011 гг. Вглубь разница между температурами сравниваемых лет уменьшается, на глубинах до 0,8 м температуры грунта 45 лет назад были несколько ниже современных. А с глубины 1,6 м современное потепление поверхности почвы уже не сказывается на температуре грунтов. Этот факт дает основание предположить, что температурные возмущения на поверхности грунта в данной точке сказались лишь на режиме температур грунта до глубины 1,6 м.

Таким образом, в районе дельты р. Лены современные режимы температуры приземного воздуха не имеют устойчивой тенденции к потеплению. Также и режим верхних горизонтов многолетнемерзлых пород достаточно устойчив в многолетнем плане

 ОГЛАВЛЕНИЕ