Изучены комплексы остракод и фораминифер из послеледниковых осадков морей Лаптевых и Карского. Колонки морских осадков, приуроченные к палеодолинам шельфа в интервале глубин от 60 до 21 м , детально датированы радиоуглеродным (AMS) методом и охватывают возрастной диапазон от 12,2 тыс. л.н. до современности. В исследованных колонках из районов внешнего и среднего шельфа отмечена последовательная смена комплексов вслед за подъемом уровня моря и затоплением шельфа - от эстуарных к современным морским. Хотя последовательность смены комплексов едина, время существования каждого из них различается в зависимости от глубины положения колонки, удаленности от берега, придонной гидродинамики, степени влияния речного стока. Осадки колонок с внутреннего шельфа, накапливавшиеся в течение последних 6000 лет, характеризуются присутствием единственного одноименного комплекса. Судя по наличию относительно глубоководных видов в составе ископаемых комплексов, как на начальных, так и на заключительных этапах затопления шельфа придонные реверсивные течения играли существенную роль в поступлении на шельф трансформированных атлантических вод и стабилизации придонных условий. В позднем голоцене в комплексах внешнего шельфа отмечается одновременное увеличение количества как относительно глубоководных, так и эвригалинных видов, что объясняется похолоданием вод, увеличением деловитости и усилением вызванной ветрами эстуарной циркуляции. На внутреннем шельфе периодическое усиление морского влияния в придонном слое, выраженное в составе бентосных комплексов по увеличению общей численности микрофоссилий, видового разнообразия и процентного содержания относительно глубоководных видов, часто совпадало с растущим опреснением поверхностных вод, что также указывает на усиление поверхностной и придонной циркуляции. Период наибольшей активизации поверхностной и придонной гидродинамики на шельфе морей Лаптевых и Карского отмечался 2-4 тыс. л.н. и совпадал с похолоданием и увеличением ледовитости морей.

Введение

В ходе выполнения российско-германских проектов «Система моря Лаптевых» и «Сток сибирских рек» получены новые данные о высокоарктических морях Евразии. Рассмотрены процессы взаимодействия речных и морских вод, седиментации, льдообразования и в итоге изменения климата Арктики [Kassens et al., 1999, 2007; Stein et al., 2003]. Шельф моря Лаптевых и восточной части Карского моря, которые были осушены во время последнего ледникового максимума [Svendsen et al., 2004a], содержат уникальные сведения об изменениях среды в период трансформации скованной мерзлотой суши в мелководное море [Bauch et al., 1999b, 2001b, с; Bauch, Kassens, 2005]. Основными районами накопления морских осадков в ходе послеледниковой трансгрессии были подводные палеодолины крупнейших рек региона. Радиоуглеродное (AMS) датирование колонок морских осадков, отобранных из этих палеодолин, позволило детально воссоздать историю затопления шельфов [Bauch et al., 2001c; Stein et al., 2004]. Изучение вещественного и изотопного состава осадков [Stein, Fahl, 2000; Fahl, Stein, 2007; Boucsein et al., 2000; Bauch et al., 1999b; Peregovich et al., 1999; Mueller-Lupp et al., 2000], изотопного состава карбонатных раковин [Mueller-Lupp et al., 2004; Simstich et al., 2004, 2005], ископаемых остатков диатомовых водорослей и водных палиноморф [Polyakova et al., 2005, 2006; Polyakova, Stein, 2004; Bauch, Polyakova, 2000 2003; Клювиткина, 2007; Клювиткина, Баух, 2006] позволило реконструировать смену обстановок седиментации на фоне подъема уровня моря и отступания береговой линии в глубь континента и оценить изменения солености и ледовитости палеобассейнов.

Важным компонентом палеореконструкций является изучение ископаемых остатков мейобентосных организмов. Основное внимание обычно уделяется бентосным фораминиферам как наиболее многочисленным организмам, позволяющим судить об изменениях температуры, солености придонных вод, палеопродуктивности и ледовитости бассейнов [Polyak et al., 2002a, b; Иванова, 2006; Матуль и др., 2007]. Целью настоящей работы является обобщение результатов исследований ископаемых комплексов фораминифер и остракод из морских голоценовых отложений шельфа моря Лаптевых и восточной части Карского моря. Ранее авторами были опубликованы первые результаты изучения ископаемых остракод и фораминифер из колонок со среднего и внешнего шельфа моря Лаптевых, полученные в ходе исследования образцов, отобранных с интервалами 10- 30 см [Taldenkova et al., 2005,2008; Stepanova, 2006]. Впоследствии микрофоссилии в этих колонках исследованы с большей детальностью (с меньшими интервалами либо непрерывно). В данной работе представлены как результаты этих более детальных исследований, так и новые данные по ископаемым остракодам и фораминиферам из колонок с внутреннего шельфа моря Лаптевых и среднего шельфа восточной части Карского моря. Особое внимание уделено ископаемым остракодам, поскольку проведенное нами изучение современных остракод из морей Лаптевых и Карского [Stepanova, 2006; Stepanova et al., 2003, 2004, 2007] показало, что эта очень мало изученная группа мейобентоса широко распространена в различных экологических обстановках и имеет большой потенциал для изучения опресненных шельфовых районов, являясь хорошим индикатором вариаций солености. Данные по ископаемым микрофоссилиям рассмотрены не с точки зрения распределения отдельных видов, а с точки зрения изменения соотношения различных экологических группировок видов, что позволяет более наглядно проследить изменения природной среды шельфов в ходе развития послеледниковой трансгрессии.

В данной статье авторы попытались:

• описать особенности распределения остракод и фораминифер в современных осадках шельфов морей Лаптевых и Карского;

• проследить изменения состава ископаемых комплексов остракод и фораминифер в АМS ¹⁴С-датированных колонках морских послеледниковых осадков, начиная с 12,2 кал. тыс. л.н.;

• реконструировать смену придонных обстановок в ходе развития трансгрессии и изменения гидрологических и климатических условий.

Современные условия шельфовых районов морей Лаптевых и Карского и распределение остракод и фораминифер в поверхностных осадках

Шельфы моря Лаптевых и восточной части Карского моря представляют собой полого наклоненные к северу равнины, простирающиеся на 500 км и более до глубин 80- 100 м . Характерной чертой топографии шельфа являются подводные палеодолины крупнейших рек региона, заполненные морскими голоценовыми осадками [Bauch et al., 1999, 2001 b,с]. Современное осадконакопление на шельфе в значительной степени определяется поступлением терригенного материала с речным стоком и за счет термоабразии берегов [Rachold et al., 2000]. Процесс седиментации в районах среднего и внутреннего шельфа характеризуется эстуарной системой циркуляции вод с выраженным сезонно-неравномерным поступлением терригенных осадков с максимумом в период половодья, их взмучиванием и перемешиванием осенними штормами и перемещением в районы внутреннего шельфа придонными реверсивными течениями [Дмитренко и др., 2001а; Wegner et al., 2005]. Реверсивные течения имеют преимущественно ветровое происхождение и наиболее выражены в пределах палеодолин шельфа. Во время осеннего ледообразования взмученные осадки из зоны внутреннего шельфа вмерзают во вновь образованный лед и в последующем выносятся в открытое море [Wegner et al., 2005].

Большая часть окраинных арктических морей покрыта льдом с октября по июнь. В зимнее время сплошной покров припайного льда мощностью до 1,8 м тянется от берега до глубин 20- 25 м (рис. 4.2.1). К северу от его внешней границы располагается система квазистационарных полыней, отделяющих припай от зоны дрейфующих льдов. За счет ледовитости высокоарктических морей (вмерзания взмученных осадков в лед и последующего осаждения из тающих льдин по мере их дрейфа) донные грунты имеют сравнительно однообразный песчанисто-алевритово-глинистый состав [Павлидис и др., 1998].

Температура придонных вод отрицательная или близкая к нулю в течение всего года и повышается только в эстуариях и придельтовых районах за счет летнего половодья и прогрева. Например, данные CTD-измерений придонной температуры вод на шельфе во время экспедиции ТРАНСДРИФТ V (август 1998 г .), в ходе которой были отобраны исследованные колонки морских осадков, показал разброс значений от -1,6 °С на внешнем шельфе до -0,9 °С на внутреннем шельфе на глубине 21 м с повышением до 0,1 °С только в районах континентального склона на глубинах более 200 м , соответствующих распространению трансформированных атлантических вод.

Таким образом, состав донных грунтов и придонная температура достаточно однообразны на большей части шельфов и, по всей видимости, не оказывают существенного влияния на распределение бентосных организмов.

Важнейшей чертой современной гидрологии морей Лаптевых и Карского является опресняющее влияние стока крупнейших сибирских рек. Благодаря притоку огромного количества пресных речных вод летом и активному ледообразованию зимой соленость является наиболее изменчивой характеристикой водной среды, влияющей на распределение биоты. Поверхностная соленость меняется от 5‰ в эстуариях до 28-30‰ в удаленных от берега районах. Поверхностный слой более легкой опресненной воды препятствует вертикальному перемешиванию, вследствие чего придонная соленость более высокая и стабильная и меняется от 10-15‰ в эстуариях до 34‰ на внешнем шельфе. На мелководном шельфе речной сток влияет не только на соленость, но и на процессы седиментации, размер ледового покрова, биологическую продуктивность. В Карском море отмечена выраженная линейная корреляция между поверхностной соленостью и осредненными гидрологическими характеристиками придонных вод (соленость, содержание кислорода) и обратная корреляция с величиной первичной продукции и концентрацией хлорофилла «A» [Polyak et al., 2002a].

Распределение современных комплексов остракод и фораминифер подчинено изменениям параметров окружающей среды - глубины, удаленности от устьев рек, придонной солености, гидродинамического режима. Ранее на основании изучения остракод из поверхностных осадков морей Лаптевых и Карского нами была выявлена зависимость между вышеперечисленными факторами среды, прежде всего придонной соленостью, и содержанием различных экологических групп видов, а именно пресноводных, солоноватоводных, эвригалинных, мелководно- и относительно глубоководно-морских [Stepanova et al., 2003, 2004, 2007]. Сходным образом на основании анализа обширного материала по распределению бентосных фораминифер в поверхностных осадках Карского моря Л. Поляк с соавторами [Polyak et al., 2002a] выделили группы видов, обитающих в различной степени удаленности от устьев рек. Это виды опресненного внутреннего шельфа (river-proximal), относительно мелководные виды (river-intermediate) и относительно глубоководные виды (river-distal). Таким образом, суммировав эти данные, можно выделить следующие бентосные комплексы, сменяющие друг друга от приустьевых районов в сторону открытого моря.

Комплекс внутренних частей эстуариев Енисея и Оби, где придонная соленость менее 2‰, представлен сообществом пресноводных остракод [Stepanova et al., 2007]. Фораминиферы в этих районах не встречаются [Khusid, 1996; Ivanova, 2001]. В море Лаптевых, ввиду отсутствия образцов непосредственно из приустьевых районов и рукавов дельты Лены, пресноводные остракоды были определены нами только в термокарстовых лагунах побережья, в том числе и тех, которые соединяются с морем. В осадках шельфа раковины пресноводных видов нами не обнаружены, скорее всего это связано с тем, что придонный противоток воды в эстуариях препятствует их выносу реками, а абразия лагунных отложений в ходе наступления моря на сушу приводит к разрушению створок.

Комплекс внешних частей эстуариев Енисея и Оби, где придонная соленость варьирует в пределах 2-26‰, характеризуется преобладанием солоновато-водных видов остракод Cytheromorpha macchesneyi и Pteroloxa cumuloidea с примесью эвригалинных (Paracyprideis pseudopunctillata, Heterocyprideis sorbyana) и некоторых мелководно-морских видов [Stepanova et al., 2007]. Редкие бентосные фораминиферы этой зоны представлены типичными видами опресненного внутреннего шельфа: Haynesina orbiculare, Elphidium incertum, Elphidiella groenlandica и оппортунистическим видом Elphidium excavatum f. clavata (прим. авт. - в дальнейшем по тексту и на рисунках называемым Е. clavatum) [Polyak et al., 2002a; Ivanova, 2001; Korsun, 1999]. Это зона сильных сезонных контрастов, где происходит осаждение большей части взвешенного терригенного вещества и пресноводных диатомей [Polyakova, Stein, 2004]. Однако, несмотря на значительное содержание диатомовых водорослей, высокие скорости седиментации и мутность вод снижают биологическую продуктивность, что приводит к невысокой численности бентосных организмов.

Комплекс внутреннего шельфа занимает прибрежные районы (до глубин 20- 30 м ), находящиеся зимой под покровом припайного льда, с менее выраженными сезонными вариациями пресноводного стока. Придонная соленость составляет 26-32‰. Скорости седиментации высоки, но ниже, чем в вышеописанной зоне. Уменьшение мутности вод в летнее время и сравнительно высокое количество биогенных элементов, приносимых с речным стоком, обеспечивают высокую продуктивность, в особенности у внешнего края припая [Boucsein et al., 2000]. Обитающие здесь остракоды имеют смешанный состав с преобладанием эвригалинных видов P. pseudopunctillata и Н. sorbyana; в меньшем количестве встречаются солоноватоводные (С. macchesneyi) и мелководно-морские (Semicytherura complanata, Cytheropteron sulense, Roundstonia globulifera, Sarsicytheridea bradii) виды [Stepanova et al., 2007]. Ядро сообщества фораминифер составляют те же виды, что и в предыдущем сообществе, но появляются и другие виды опресненного внутреннего шельфа: Elphidium bartletti, Buccella frigida, Polymorphiniidae [Polyak et al., 2002a].

На остальной части шельфов исследованных морей в сообществах как фораминифер, так и остракод преобладают разнообразные мелководно-морские виды. Вариации придонной солености невелики - от 32‰ у края внутреннего шельфа до 34‰ на внешнем шельфе. Влияние речного стока уменьшается, и определяющую роль в распределении бентосных организмов играют ледовый режим и придонная гидродинамика. Характерной чертой среднего внешнего шельфа является приток соленых вод (включая трансформированные атлантические воды) с севера, осуществляемый вызванными ветрами придонными реверсивными течениями по палеодолинам рек [Дмитренко и др., 2001а].

Комплекс среднего шельфа определен в интервале глубин от 20-30 до 40- 50 м . Эта зона характеризуется наличием полыней в зимнее время, что определяет активное взмучивание и перенос осадков в течение всего года и объясняет существенно более низкие скорости седиментации, чем на внутреннем шельфе [Wegner et al., 2005]. В связи с этим численность остракод и фораминифер в этой зоне невелика, а степень сохранности ниже, чем в других районах. Для остракод характерно ярко выраженное, в некоторых пробах стопроцентное, преобладание мелководно-морских видов, среди которых доминируют Acanthocythereis dunelmensis, Cytheropteron elaeni, S. complanata, Palmenella limicola, Cluthia cluthae [Stepanova et al., 2007]. В сообществах фораминифер количественно преобладают широко распространенный в Арктике относительно мелководный вид Cassidulina reniforme и эврибионтный вид Е. clavatum [Khusid, 1996; Polyak et al., 2002a]. Встречаются относительно мелководные виды Nonion labradoricum, Stainforthia loeblichi и Trifarina fluens, которые характерны для районов с высокой сезонной продуктивностью, связанной в том числе и с таянием льдов [Polyak et al., 2002a].

Комплекс внешнего шельфа характеризуется стабильными морскими условиями с придонной соленостью 33-34‰. Соответственно в составе комплексов остракод наряду с разнообразными мелководно-морскими видами появляются и относительно глубоководные виды, включая виды, характерные для Северной Атлантики (Cytheropteron alatum, С. arcuatum, С. biconvexa, С. porterae, С. tumefactum, Pseudocythere caudata и др.), которые проникают на шельф по палеодолинам рек вслед за трансформированными атлантическими водами [Stepanova et al., 2007]. Среди фораминифер преобладающими по-прежнему являются Е. clavatum и С. reniforme, но появляются и относительно глубоководные виды, такие, как Islandiella norcrossi и I. helenae [Khusid, 1996; Polyak et al., 2002a]. Кроме того, встречаются немногочисленные планктонные фораминиферы, привнесенные реверсивными течениями. Надо отметить, что редкие планктонные фораминиферы иногда заносятся этими течениями далеко в сторону берега, вплоть до районов внутреннего шельфа [Таманова, 1971; Матуль и др., 2007]. Интересной особенностью морского комплекса внешнего шельфа является то, что наряду со значительным участием относительно глубоководных видов в нем многочисленны эвригалинные остракоды (в некоторых пробах до 40-50%), обитающие в основном в пределах внутреннего шельфа [Stepanova et al., 2007]. Наиболее вероятной причиной многочисленности эвригалинных видов в районах внешнего шельфа помимо эврибионтности является перенос их льдами. Сообщество мелководных остракод, перенесенных льдами из прибрежных районов, было описано из осадков даже центральной части Северного Ледовитого океана [Jones et al., 1999]. Мелководные остракоды и фораминиферы из районов полыней обнаружены в дрейфующих льдинах моря Бофорта [Reimnitz et al., 1993]. Вероятно, раковины из районов внутреннего шельфа также вмерзают в припайный лед во время осенних штормов и ледообразования, а летом по мере продвижения льдин на север постепенно вытаивают, причем максимальное таяние в конце лета приходится на достаточно удаленные районы внешнего шельфа. В распределении фораминифер не отмечено столь явной тенденции увеличения мелководных видов на внешнем шельфе, тем не менее, они постоянно присутствуют в осадках удаленных районов шельфа [Polyak et al., 2002а] и встречаются в дрейфующих льдинах моря Лаптевых [Nürnberg et al., 1994].

Материалы и методы

В данном исследовании были изучены образцы из разрезов шести колонок (рис. 4.2.1; табл. 4.2.1, 4.2.2). Четыре длинные колонки, отобранные длинным коробчатым пробоотборником (kastenlot) (PS51/159-10, PS51/135-4, PS51/80-13) и ударной трубкой (PS51/138-12), и одна дночерпательная колонка, отобранная коробчатым пробоотборником (PS51/80-11), получены из разных частей шельфа моря Лаптевых в 1998 г . во время экспедиции TRANSDRIFT-V на НИС «Поларштерн».

Колонки приурочены к областям повышенной мощности морских голоценовых осадков в палеодолинах крупнейших рек региона (рис. 4.2.1; табл. 4.2.1). Колонка ВР00/07-5, отобранная ударной трубкой, была получена в 2000 г . с восточного шельфа Карского моря в ходе экспедиции SIRRO-2000 на борту НИС «Академик Борис Петров» (рис. 4.2.1; табл. 4.2.2).

Хронология осадков колонок основана на радиоуглеродных датировках раковин двустворчатых моллюсков, остракод и фораминифер (табл. 4.2.1, 4.2.2). Датировки были получены с помощью ускорительной масс-спектрометрии (AMS) в Лейбниц лаборатории (Киль, Германия). Датировки по колонке из Карского моря (табл. 4.2.2) опубликованы ранее [Simstich et al., 2004]. После введения резервуарной поправки в 440 лет радиоуглеродный возраст был конвертирован в календарный с помощью программ CALIB rev.4.3. [Stuiver, Reimer, 1993; Simstich et al., 2004]. Большая часть датировок по колонкам из моря Лаптевых также была опубликована ранее [Bauch et al., 2001b; Taldenkova et al., 2005, 2008], новые датировки получены для колонок с внутреннего шельфа (табл. 4.2.1). Радиоуглеродный возраст всех образцов из моря Лаптевых после введения резервуарной поправки в 370 лет [Bauch et al., 2001b] был конвертирован в календарный с помощью программы Fairbanks 0107 [Fairbanks et al., 2005]. В дальнейшем для каждой колонки была построена возрастная модель путем интер- и экстраполяции графика зависимости между возрастом и глубиной положения образца в разрезе и допущением о современном (нулевом) возрасте верха колонки. Следует обратить внимание на то, что возраст непосредственно колонок PS51/159-10, PS51/135-4 и PS51/80-13 меньше, чем возраст всего разреза, так как самые древние датировки были получены по раковинам, отобранным во время рейса из нижних частей керноприемников (табл. 4.2.1).

Образцы мощностью 2 или 3 см отбирались с разными интервалами: PS51/159-11 -непрерывно; PS51/135-4 - с интервалом 10 см ; PS51/138-12 - с интервалом 2- 10 см ; PS51/80-13 - с интервалом 10 см ; PS51 /80-11 - непрерывно; ВР00-07/5 - с интервалом 2- 10 см . Более детально исследовались верхние части разрезов. Пробы подвергались замораживанию и высушиванию в условиях вакуума. Образцы из колонок PS51/159-11, PS51/138-12, PS51/80-11 и ВР00/07-5 были взвешены после замораживания и высушивания, эти данные использовались для пересчета численности экземпляров микрофоссилий на 100 г сухого неотмытого осадка. Образцы из колонок PS51/135-4 и PS51/80-13 промывались на борту во время рейса без предварительного высушивания и взвешивания. Все образцы отмывались под струей воды через сито с ячеями размером 63 мкм, из отмытого высушенного образца извлекались все микрофоссилии. Остракоды определены во всех имевшихся пробах. Фораминиферы исследованы с меньшей детальностью, поэтому данные по ним приводятся не по всем колонкам. Фораминиферы из колонки ВР00/07-5 были изучены Е.В. Ивановой [2006].

Несмотря на то, что извлекались все микрофоссилии из осадка, число створок остракод и раковин фораминифер в некоторых образцах было небольшим. Поэтому для всех образцов приведены данные об общей численности микрофоссилий и численности экологических групп и видов в пересчете на 100 г сухого непромытого осадка (эти данные приведены в левой части рис. 4.2.2, 4.2.4, 4.2.6, 4.2.7). Для подсчета процентных соотношений экологических групп учитывались только те образцы, в которых численность остракод превышала 10 створок, а фораминифер - 100 раковин (рис. 4.2.3, 4.2.5 и правая часть рис. 4.2.2, 4.2.4, 4.2.6, 4.2.7).

В данной работе не приводятся сведения по распределению отдельных видов по разрезам колонок (частично данные по распределению видов даны в работах [Taldenkova et al., 2005; Stepanova, 2006; Степанова и др., 2007]), а рассматривается распределение определенных экологических групп. Перечень основных представителей тех или иных экологических групп приведен выше при описании современных комплексов шельфа. Согласно распределению по глубине обитания и приуроченности к определенным водным массам, остракоды из осадков шельфа были подразделены на следующие экологические группы: солоноватоводные, эвригалинные, морские мелководные, морские относительно глубоководные, включая североатлантические виды (см. Stepanova et al., 2007, табл. 2). При выделении экологических групп видов фораминифер авторы придерживались подразделений Л. Поляка с соавторами [Polyak et al., 2002a], которые выделили группы видов, обитающих в различной степени удаленности от устьев рек. В группу видов опресненного внутреннего шельфа включены Haynesina orbiculare, Elphidium incertum, E. bartletti, Elphidiella groenlandica, Polymorphinidae, Buccella frigida; в группу относительно мелководных - Cassidulina reniforme, Elphidium subarcticum, Nonion labradoricum, Stainforthia loeblichi, Trifarina fluens, Pyrgo williamsoni, различные Quinqueloculina; в группу относительно глубоководных - Islandiella norcrossi, I. helenae, I. islandica, Cibicides lobatulus, Astrononion gallowayi, Melonis barleeanus. Помимо этого отдельно показано содержание эврибионтного вида Elphidium clavatum. Остальные виды отнесены к акцессорным и в составе групп не учитывались.

Распределение ископаемых остракод и фораминифер в разрезах колонок

Море Лаптевых. Колонка PS51/159-10 расположена на внешнем шельфе западной части моря Лаптевых на глубине 60 м , в палеодолине Хатанги (рис. 4.2.1). Осадки колонки мощностью 420 см (с керноприемником 485 см ) представлены темно-серыми алевритистыми глинами, биотурбированными, содержание фракции более 63 мкм не превышает 8% [Taldenkova et al., 2008]. Интерполированный возраст основания колонки 12,2 кал. тыс. л.н. (рис. 4.2.2). Скорость седиментации была высокой, 115 см за 1000 лет - 9,6 кал. тыс. л.н., и снизилась до 13 см за 1000 лет во время накопления верхних 1,5 м осадков, соответствующих по возрасту этому промежутку времени (рис. 4.2.2).

Распределение остракод и бентосных фораминифер по разрезу колонки во многом сходно (рис. 4.2.3). В нижней части, в осадках возрастом 12,2-11,8 кал. тыс. л.н., при невысокой численности и видовом разнообразии, велико содержание солоноватоводных и эвригалинных остракод и эврибионтного вида бентосных фораминифер Elphidium clavatum (рис. 4.2.3, комплекс I). Подобный состав характерен для современных сообществ фораминифер внешних зон эстуариев.

В интервале 11,8-10,3 кал. тыс. л.н. (рис. 4.2.3, комплекс II) численность остается невысокой, видовое разнообразие немного возрастает. Солоноватоводные остракоды отсутствуют, эвригалинные виды постепенно исчезают, значительно увеличивается содержание мелководно-морских остракод. Таким образом, происходит переход от эстуарного комплекса к комплексу внутреннего шельфа. Сходные изменения происходят и в составе комплексов фораминифер: резко уменьшается количество оппортунистического вида Е. clavatum, доминирующими становятся виды опресненного внутреннего шельфа, растет количество мелководных видов. Удивительным является большое количество относительно глубоководных остракод, среди которых есть как арктические виды (Krithe glacialis), так и виды, характерные для Северной Атлантики (Cytheropteron porterае, С. nodosoalatum, С. biconvexa). Вероятно, это объясняется близостью к бровке шельфа и периодическим притоком трансформированных атлантических вод. Среди бентосных и планктонных фораминифер, впрочем, такие виды единичны.

Вверх по разрезу, в интервале времени 10,3-7 кал. тыс. л.н., изменения в составе микрофоссилий указывают на переход к комплексу среднего шельфа (рис. 4.2.3, III). Они выразились прежде всего в полном отсутствии солоноватоводных и эвригалинных остракод и практически 100%-м господстве мелководно-морских видов. В составе бентосных фораминифер изменения не столь заметны, мелководные морские виды и виды опресненного шельфа примерно равны в процентном соотношении, содержание Е. clavatum существенно сокращается. Глубоководных видов среди обеих групп микрофоссилий мало. Ярко выраженные пики численности остракод и бентосных фораминифер около 10 кал. тыс. л.н. свидетельствуют о высокой продуктивности поверхностных вод. Возможно, в это время колонка находилась вблизи края припайного льда.

Начиная с 10,5 кал. тыс. л.н. в колонке постоянно встречаются редкие планктонные фораминиферы, большинство из которых представлено мелкими раковинами (рис. 4.2.3). Помимо характерного арктического вида Neogloboquadrina pachyderma sin., велико количество раковин различных субполярных видов, таких, как N. pachyderma dex., Globigerina bulloides, Globigerinita glutinata, G. uvula, Globorotalia inflata, G. truncatulinoides, Globoturborotalita tenella, Orbulina universa, Globigerinoides ruber, Turborotalita quinqueloba. Максимального разнообразия субполярные планктонные фораминиферы достигают позже, примерно 7-3 кал. тыс. л.н.

После 7 кал. тыс. л.н. в составе комплексов микрофоссилий в заметном количестве присутствуют относительно глубоководные виды. Интересно, что если пики содержания этих видов у бентосных фораминифер, представленных главным образом Islandiella norcrossi, I. helenae, совпадают с пиком присутствия планктонных видов и приходятся на 4-2 кал. тыс. л.н., то у остракод более выражен пик около 1 кал. тыс. л.н. Напротив, 4-2 тыс. л.н. велико содержание эвригалинных видов, которые вновь появляются в составе комплекса остракод после своего исчезновения во временном промежутке 10-7 тыс. л.н., т.е. во время развития комплекса III. В то же время содержание бентосных фораминифер из зоны внутреннего шельфа не имеет такого явного пика. В целом их количество постепенно уменьшается вверх по разрезу. Комплекс внешнего шельфа (рис. 4.2.3, IV) имеет типичные черты своего современного аналога и отражает переход к условиям, близким современным, после 7 кал. тыс. л.н.

Колонка PS51/135-4 расположена на внешнем шельфе восточной части моря Лаптевых на глубине 51 м в палеодолине Яны (рис. 4.2.1). Данный разрез был изучен ранее [Taldenkova et al., 2005], но образцы были отобраны с интервалом 30 см . Здесь приведены данные только по комплексам остракод, так как остракоды были определены в дополнительно отобранных образцах (с интервалом в 10 см ).

Осадки колонки мощностью 514 см (с керноприемником 562 см ) представлены темно-серой алевритистой глиной, биотурбированной. Интерполированный возраст основания колонки 11,3 кал. тыс. л.н. (рис. 4.2.2). Скорость седиментации была очень высокой в интервале с 11,3 до 11,1 кал. тыс. л.н. и достигала 500 см за 1000 лет [Taldenkova et al., 2005]. В целом в интервале времени между 11,3 и 9 кал. тыс. л.н. она составляла 184 см за 1000 лет, упав до 37 см за 10 тыс. лет между 9 и 5 кал. тыс. л.н. (рис. 4.2.2). После 5 кал. тыс. л.н. скорость седиментации резко снизилась, о чем свидетельствует датировка 4920± 40 л .н., полученная с глубины 8 см (табл. 4.2.1).

В верхних 25 см осадков микрофоссилии не обнаружены. Следовательно, данная колонка содержит комплексы только первой половины голоцена, до 6,2 кал. тыс. л.н. В основании колонки (11,3-11,2 кал. тыс. л.н.) присутствует типичный эстуарный комплекс остракод (рис. 4.2.4, I), в котором многочисленны солоноватоводный вид С. macchesneyi и эвригалинные виды. В интервале времени 11,2-10,3 кал. тыс. л.н. определен комплекс внутреннего шельфа (рис. 4.2.4, II) с преобладанием эвригалинных видов. После 10,3 кал. тыс. л.н. он сменяется комплексом среднего шельфа с преобладанием мелководно-морских видов (рис. 4.2.4, III). Между 10,3 и 9 кал. тыс. л.н. эти виды составляют практически 100% комплекса. С 9 кал. тыс. л.н. отмечается постепенное увеличение процентного содержания эвригалинного вида P. pseudopunctillata, достигающее на рубеже 6,2 кал. тыс. л.н. максимальных значений.

Колонка PS51/138-12 расположена на внешнем шельфе восточной части моря Лаптевых на глубине 45 м в палеодолине Лены (рис. 4.2.1). Результаты ее первичного изучения опубликованы ранее [Taldenkova et al., 2005], в дальнейшем остракоды были изучены с большей детальностью через 2- 10 см .

Отложения мощностью 530 см (верхние 25 см осадков вымыты при отборе колонки) представлены темно-серыми глинистыми алевритами, биотурбированными. Экстраполированный возраст основания колонки 11,3 кал. тыс. л.н., а верха колонки - 1,2 кал. тыс. л.н. (рис. 4.2.2). Скорость седиментации была высокой примерно до 8 тыс. л.н., 117 см за 10 тыс. лет, упав затем до 17 см за 1000 лет (рис. 4.2.2). В период от 8 до 2 кал. тыс. л.н. заметно выросло процентное содержание фракции более 63 мкм, в среднем до 15-20% [Taldenkova et al., 2008].

Среди ископаемых остракод снизу вверх выделяются три комплекса (рис. 4.2.5). Самый ранний эстуарный комплекс (рис. 4.2.5,1) существовал с 11,3 до 10,2 кал. тыс. л.н. В комплексе многочисленны солоноватоводные и эвригалинные виды, содержание мелководно-морских видов постепенно увеличивается вверх по разрезу. Около 10,7-10,6 кал. тыс. л.н. отмечается максимум численности и разнообразия, вероятно вызванный уменьшением скоростей седиментации и активным поступлением питательных веществ с суши. В период с 10,2 до 8,2 кал. тыс. л.н. существовал переходный комплекс остракод (рис. 4.2.5, II), напоминающий современный комплекс внутреннего шельфа, но, в отличие от него, содержащий сравнительно много мелководно-морских видов. Переход к комплексу среднего шельфа после 8,2 кал. тыс. л.н. ознаменовался кратковременным появлением небольшого количества относительно глубоководных видов. Вслед за этим отмечено некоторое увеличение роли эвригалинных видов между 8 и 6 тыс. л.н., т.е. в то же время, что и в колонке PS51/135-4. Начиная с 6 кал. тыс. л.н. и приблизительно до 1,7 кал. тыс. л.н. в комплексе остракод преобладают мелководно-морские виды, характерные для современной зоны среднего шельфа.

Колонка PS51/80-13 отобрана в мелководной юго-восточной части моря с глубины 21 м , в верхней части палеодолины Лены (рис. 4.2.1). Осадки мощностью 187 см (с керноприемником 206 см ) представлены биотурбированной темно-серой алевритистой глиной с большим количеством органики. Особенно велико содержание органики в средней части колонки (118- 60 см ), в осадках, соответствующих по возрасту интервалу времени 4-1,9 кал. тыс. л.н. Весь разрез вскрывает осадки возрастом более 6,3 кал. тыс. л.н. (табл. 4.2.1), интерполированный возраст основания самой колонки составляет 5,9 кал. тыс. л.н. (рис. 4.2.2). Верхние 30 см осадков вымыты при отборе колонки, поэтому экстраполированный возраст верха колонки составляет 1,1 кал. тыс. л.н. (рис. 4.2.2). Скорость седиментации до 1,5 кал. тыс. л.н. была сравнительно невысокой, 27 см за 1000 лет, а затем возросла до 102 см за 1000 лет (рис. 4.2.2). В отличие от колонок с внешнего и среднего шельфа, зафиксировавших смену комплексов остракод и фораминифер в ходе развития трансгрессии, в колонке PS51/80-13 представлен только один комплекс внутреннего шельфа. Во всех образцах преобладают эвригалинные виды как среди остракод, так и среди фораминифер (рис. 4.2.6). Тем не менее отмечаются вариации в численности, разнообразии и процентном соотношении различных экологических групп, которые отражают периоды усиления/ослабления морского влияния в придонном слое. Усиление влияния вод открытого моря, т.е. интенсивности реверсивных течений, отмечается по увеличению численности и видового разнообразия, равно как и по процентному содержанию морских видов (рис. 4.2.6). В разрезе колонки выделены два таких периода, один в интервале 5,7-5,1 кал. тыс. л.н., другой, более выраженный, от 4 до 1,4 кал. тыс. л.н. Во время этого интервала появляются не только редкие относительно глубоководные виды среди остракод, но и редкие раковины планктонных фораминифер вида Neogloboquadrina pachyderma sin. (рис. 4.2.6).

Дночерпательная колонка PS51/80-11, отобранная в том же месте, что и колонка PS51/80-13 (рис. 4.2.1), имеет мощность 43 см и состоит из серой и темно-серой алевритистой глины. Содержание фракции более 63 мкм невелико и составляет 1-2%, повышаясь лишь в верхних 10 см осадков до 5-7%. По колонке получено шесть датировок (табл. 4.2.1). Однако ввиду того, что образцы из верхней части колонки имеют более древний возраст, чем образцы с глубин 22 и 28 см , возрастная модель пока не построена, поэтому на рис. 4.2.6 все изменения состава микрофоссилий показаны относительно глубины. Не исключено, что сравнительно древний возраст образцов с глубин 2- 6 см объясняется усиленным поступлением растворенного «старого» углерода с речным стоком. Об этом свидетельствует резкое облегчение изотопного состава углерода из этих образцов (Х.А. Баух, неопубл. данные). Возраст основания колонки составляет 1,8 кал. тыс. л.н.

Как и в колонке PS51/80-13, отмечены периодические изменения общей численности, видового разнообразия и содержания разных экологических групп по разрезу на фоне общего преобладания эвригалинных видов, характерных для комплекса внутреннего шельфа (рис. 4.2.7). Выделены два периода усиления влияния вод открытого моря, т.е. интенсивности реверсивных течений, - около 1,2 кал. тыс. л.н. (20- 30 см ) и во время накопления самого верхнего слоя осадков мощностью 10 см . Помимо увеличения процентного содержания мелководно-морских видов, в эти периоды отмечено появление небольшого количества относительно глубоководных видов остракод (главным образом Polycope spp.).

Карское море. Колонка ВР00-07/5 отобрана на среднем шельфе восточной части Карского моря к северу от устья Енисея с глубины 43 м (рис. 4.2.1). В этой колонке нами изучены остракоды, а данные о распределении фораминифер взяты из работы Е.В. Ивановой [2006].

Осадки мощностью 630 см представлены темно-серой биотурбированной глиной и глинистым алевритом. Колонка детально датирована, и экстраполированный возраст ее основания составляет около 8,1 кал. тыс. л.н. (табл. 4.2.2; рис. 4.2.2). Скорость седиментации была достаточно равномерной и в среднем составляла 80 см за 1000 лет (рис. 4.2.2). Место отбора колонки - это бывшая подводная палеодолина Енисея, заполненная в ходе трансгрессии осадками. В настоящее время эта область представляет собой выровненную поверхность [Simstich et al., 2004, 2005]. Содержание фракции более 63 мкм крайне мало и варьирует в интервале 0,5-1%.

В распределении остракод и бентосных фораминифер вверх по разрезу колонки есть некоторые общие черты, но достаточно много различий (рис. 4.2.8). При выделении комплексов мы основывались на смене состава остракод. Возраст исследованных осадков колонки чуть более 8 кал. тыс. л.н., поэтому, по-видимому, осадки, содержащие эстуарный комплекс ранних этапов затопления палеодолин, колонкой не вскрыты.

В период 8,1-7 кал. тыс. л.н. развит комплекс внутреннего шельфа (рис. 4.2.8, II). В нем присутствуют разные экологические группы остракод - от солоноватоводных (до 20-30%) до относительно глубоководных морских (не более 2%). Преобладают эвригалинные (P. pseudopunctillata) и мелководно-морские (С. elaeni, S. complanata, R. globulifera, P. limicola). Среди фораминифер, напротив, преобладающими являются относительно мелководные виды, в то время как виды опресненного внутреннего шельфа немногочисленны.

В интервале времени 7-3 кал. тыс. л.н. обитали остракоды, характерные для среднего шельфа (рис. 4.2.8, III). Их общая численность заметно снижается. Солоноватоводные виды отсутствуют. Существенно сокращается количество эвригалинных остракод, а в период 6-4,5 кал. тыс. л.н. их не обнаружено вовсе. Господствуют мелководно-морские виды (С. elaeni, S. complanata, P. limicola, A. dunelmensis). В верхней части разреза увеличивается содержание относительно глубоководных видов. В составе фораминифер, напротив, преобладают виды, характерные для внутреннего шельфа.

После 3 кал. тыс. л.н. в составе обеих групп микрофоссилий постоянно присутствуют относительно глубоководные виды. Увеличивается содержание относительно мелководных фораминифер. В составе остракод, напротив, заметно возрастает роль эвригалинных видов. После 1000 кал. л.н. постоянно присутствуют также и солоноватоводные остракоды. По своему составу этот комплекс (рис. 4.2.8, IV) во многом напоминает современный комплекс внешнего шельфа, несмотря на то, что колонка находится в сравнительно мелководном районе среднего шельфа.

Реконструкция изменений палеосреды шельфов на основе смены ископаемых комплексов остракод и фораминифер

В целом моря Сибирской Арктики претерпели три основные фазы трансформации в ходе затопления их шельфов в послеледниковое время [Darby et al., 2006]. Этап раннего затопления характеризовался накоплением большого количества терригенного материала и преобладанием пресноводных организмов, поступавших на шельф с речным стоком и в результате абразии берегов. Переходный этап соответствовал солоноватоводно-морским условиям, увеличению количества морских организмов и сокращающемуся поступлению терригенного материала. Этап становления современных мелководно-морских условий характеризуется сравнительно низкими скоростями седиментации и близким к современному распределением видов. Незначительные палеогидрологические изменения, наблюдавшиеся в течение этого последнего периода, в основном связаны с вариациями речного стока [Bauch, Polyakova, 2000; Polyakova et al., 2006; Stein et al., 2004].

Наши данные о смене комплексов бентосных организмов в палеодолинах шельфов хорошо отражают эту последовательность. В зависимости от глубины расположения колонок на современном шельфе, временного диапазона осадконакопления и особенностей седиментации в них присутствует определенный набор комплексов - от эстуарных начального периода затопления до современных морских (рис. 4.2.9). Если последовательность комплексов повторяется в колонках из одной области шельфа, то время их существования меняется в зависимости от глубины местоположения колонки, масштабов влияния стока соответствующей реки, особенностей поверхностной и придонной циркуляции (рис. 4.2.9). Достаточно хорошая сохранность ископаемых микрофоссилий, в особенности в осадках, накапливавшихся при высоких скоростях седиментации, позволяет говорить о соответствии танатоценозов древним комплексам. Несмотря на некоторую схематичность в выделении ископаемых комплексов, полученные сведения в сочетании с данными других видов анализов позволяют детально реконструировать изменения палеосреды шельфов в послеледниковье.

Смена ископаемых комплексов микрофоссилий в ходе развития послеледниковой трансгрессии в конце позднего плейстоцена и раннем голоцене. На ранних стадиях затопления шельфа высокая скорость подъема уровня моря и преимущественное затопление речных палеодолин, по всей видимости, привели к образованию ингрессионных заливов (эстуариев) с высокими скоростями осадконакопления, что обеспечило быстрое захоронение микрофоссилий и позволяет проследить чередование ископаемых комплексов, существовавших в течение сравнительно коротких промежутков времени.

Эстуарный комплекс с большим количеством солоноватоводных и эвригалинных видов остракод и фораминифер выделен авторами в колонках с внешнего и среднего шельфа моря Лаптевых в интервале времени от 12,2 до 10,2 кал. тыс. л.н. (рис. 4.2.9). Видовой состав в каждом из разрезов незначительно отличается, что связано с разницей в объеме речного стока, различной удаленностью от берега, неодинаковыми интервалами отбора проб. Этими же причинами объясняется и различное время существования комплексов, помимо неопределенности возраста нижней границы, так как ни одна из исследованных колонок не вскрыла переход от континентальных осадков к морским. О значительном опреснении поверхностных вод во время существования эстуарного комплекса свидетельствуют данные о лавинообразном накоплении пресноводных диатомей [Polyakova et al., 2005]; обилие зеленых водорослей, высокие значения C/D критерия (соотношение содержания зеленых водорослей как индикаторов речного стока и морских цист динофлагеллат) и преобладание цист эвригалинных динофлагеллат [Клювиткина, 2007; Клювиткина, Баух, 2006]; высокие скорости аккумуляции осадков в начале голоцена [Stein et al., 2004].

Эстуарный комплекс сменяется переходным, таксономически более разнообразным комплексом внутреннего шельфа с преобладанием мелководно-морских и эвригалинных видов (рис. 4.2.9). В нем также присутствуют и относительно глубоководные виды среди как остракод, так и фораминифер (рис. 4.2.3, 4.2.8). Время существования комплекса варьирует от 11,8 до 7 кал. тыс. л.н. (рис. 4.2.9).

Надо отметить, что хотя комплексы ранних этапов трансгрессии и напоминают современные эстуарный и комплекс внутреннего шельфа, тем не менее их состав как бы «контрастнее». Например, резкое преобладание эврибионтного вида Elphidium clavatum в основании колонки PS51/159-10 (рис. 4.2.3) свидетельствует о чрезвычайно стрессовых обстановках обитания - не только об опреснении, которое в условиях узкого и мелкого эстуария наверняка доходило до дна, но и об очень сильной мутности вод за счет поступления большого количества терригенного материала. Похожий комплекс с резким преобладанием Elphidium clavatum отмечен на шельфе Чукотского моря в осадках долины Хоуп, соответствующих самому началу затопления при переходе от континентальных к морским условиям 10 900±140 ¹⁴С л.н. [Keigwin et al., 2006]. Современный комплекс внутреннего шельфа также несколько отличается от переходного комплекса II ранних этапов затопления шельфа. Последний имеет более смешанный состав, в нем не так велико преобладание эвригалинных видов, как в современном аналоге, а в целом больше мелководно-морских видов. Вероятно, близость к бровке шельфа приводила к гораздо более активному взаимодействию с водами открытого моря. Об этом свидетельствует, например, необычайно высокое процентное содержание относительно глубоководных остракод в колонке PS51/159-10 (рис. 4.2.3) и относительно мелководных видов фораминифер в колонке ВР00-07/5 из Карского моря (рис. 4.2.8; Иванова, 2006). Одновременно с бентосным комплексом II отмечаются повышенное количество цист динофлагеллат, характерных для трансформированных атлантических вод, и высокие значения А/Н критерия (соотношение цист автотрофных и гетеротрофных динофлагеллат) [Клювиткина, 2007; Клювиткина, Баух, 2006]. Отсутствие выраженного разброса значений (максимум-минимум) изотопного состава кислорода карбоната раковин остракод и фораминифер в колонке ВР00-07/5 также свидетельствует о постоянном присутствии более соленых вод в придонном слое за счет притока с севера с реверсивными течениями, что компенсировало влияние речного стока [Simstich et al., 2004, 2005]. Все это объясняется более активной гидродинамикой придонного слоя воды в эстуариях с мощным реверсивным притоком соленых вод открытого моря [Mueller-Lupp et al., 2004].

Комплекс III, называемый нами комплексом среднего шельфа, представлен в исследованных колонках как интервал со сравнительно невысокой численностью микрофоссилий и ярко выраженным преобладанием мелководно-морских видов остракод при крайне небольшом количестве эвригалинных видов (рис. 4.2.3-4.2.5, 4.2.8). Такой состав комплексов характерен для современных зон среднего шельфа, расположенных за пределами прибрежных районов, покрытых припайным льдом в зимнее время [Stepanova et al., 2007]. Среди ископаемых фораминифер комплекса III, равно как и среди современных фораминифер зоны среднего шельфа, также преобладают мелководно-морские виды наряду с оппортунистическим видом Е. clavatum. Из-за существующего эстуарного режима седиментации осадки среднего шельфа постоянно возвращаются реверсивными течениями в зону внутреннего шельфа [Wegner et al., 2005]. Активный гидродинамический режим объясняет невысокую численность раковин микрофоссилий, а постоянная активность реверсивных течений в палеодолинах рек - высокую придонную соленость, благоприятную для мелководно-морских видов.

В наиболее детально изученной колонке PS51/159-10 четко выражен резкий пик численности обеих групп микрофоссилий около 10 кал. тыс. л.н. (рис. 4.2.3), соответствующий переходу от комплекса II к комплексу III и отражающий, по всей видимости, высокую продуктивность поверхностных вод во время положения колонки непосредственно у края припайного льда. Можно предположить, что в колонке ВР00-07/5 высокая численность остракод (рис. 4.2.8) и фораминифер [Иванова, 2006] около 7,5-6 кал. тыс. л.н. вызвана аналогичными причинами. В этой колонке, однако, в интервале времени 7-3 кал. тыс. л.н., т.е. во время существования комплекса III, отмечается противоречие состава остракод и фораминифер. В то время как среди остракод преобладают мелководно-морские виды (что характерно для зоны среднего шельфа), среди фораминифер, напротив, увеличивается процентное содержание группы фораминифер, приуроченных к зоне опресненного внутреннего шельфа (рис. 4.2.8). Е.В. Иванова [2006] связывает это с адаптированностью данной группы фораминифер к ограничению пищевых ресурсов на дне, которое могло быть вызвано усилением пресноводного стока и смещением к северу зоны смешения морских и речных вод. В то же время данные по изотопному составу карбоната раковин фораминифер из этой колонки свидетельствуют о растущем морском влиянии в придонном слое [Simstich et al., 2005], что хорошо согласуется с почти 100%-ым преобладанием мелководно-морских остракод. Более того, по данным исследования колонок из разных частей шельфа восточной части Карского моря, установлено уменьшение объема пресноводного стока в интервале времени между 7,5 и 5,5 кал. тыс. л.н. и изменение его направления с преимущественно северного (в сторону колонки ВР00-07/5) на восточное вдоль берегов Таймыра, произошедшее около 6 тыс. л.н. [Stein et al., 2004].

В целом присутствие комплекса III во всех колонках с внешнего и среднего шельфа отражает закономерное увеличение глубины и отступания берега в ходе трансгрессии, однако время существования комплекса в разных областях шельфа существенно различается (рис. 4.2.9). Так, например, в колонке PS51/159-10 (внешний шельф) он прослеживается с 10,3 до 7 кал. тыс. л.н., а в колонке PS51/138-12 - с 8,2 кал. тыс. л.н. фактически до современности, что логично, так как и в настоящее время эта колонка находится в зоне среднего шельфа. Именно закономерное увеличение глубины в первую очередь определяло морской характер бентосных комплексов, несмотря на имеющиеся свидетельства о некотором потеплении поверхностных вод и усилении притока трансформированных атлантических вод в раннем голоцене [Polyakova et al., 2005; Клювиткина, 2007; Клювиткина, Баух, 2006].

Изменение видового состава комплексов микрофоссилий в среднем-позднем голоцене: влияние вариаций речного стока и климатических изменений. Около 5-6 кал. тыс. л.н. уровень моря приблизился к современным отметкам [Bauch et al., 1999, 2001b]. Таким образом, после стабилизации уровня моря изменения в составе ископаемых бентосных комплексов в большей степени отражают вариации влияния речного стока, ледового режима и, следовательно, климата.

В колонках с внешнего шельфа западной части моря Лаптевых (PS51/159-10, рис. 4.2.3) и среднего шельфа восточной части Карского моря (ВР00-07/5, рис. 4.2.8) комплекс III с преобладанием мелководно-морских видов сменяется комплексом IV, названным нами комплексом внешнего шельфа. Время появления комплекса в колонках разное - после 7000 кал. л.н. на внешнем шельфе западной части моря Лаптевых и после 3000 кал. л.н. на среднем шельфе восточной части Карского моря (рис. 4.2.9). Комплекс внешнего шельфа характеризуется высоким видовым разнообразием и постоянным присутствием относительно глубоководных видов среди как остракод, так и бентосных фораминифер. В комплексе из более глубоководной колонки PS51/159-10 обнаружены также редкие планктонные фораминиферы, представленные преимущественно мелкими раковинами субполярных видов, среди которых есть даже экзотические тепловодные виды - Globorotalia truncatulinoides, Globoturborotalita tenella, Orbulina universa, Globigerinoides ruber. Максимум их встречаемости приходится на 2-4 кал. тыс. л.н. (рис. 4.2.3). Ранее многочисленные экзотические планктонные фораминиферы были обнаружены в колонках со среднего шельфа в восточной части моря Лаптевых, около западного побережья Новосибирских островов [Bauch, 1999; Матуль и др., 2007]. Причем возраст этих комплексов определен как достаточно молодой - позднеголоценовый. Таким образом, присутствие относительно глубоководных видов, включая экзотические тепловодные формы, в позднеголоценовых комплексах свидетельствует о стабильно высокой придонной солености в первую очередь благодаря адвекции трансформированных атлантических вод.

Однако одновременно с появлением относительно глубоководных видов в составе комплекса IV из обеих колонок наблюдается и заметное увеличение процентного содержания эвригалинных видов остракод, а в самом верху колонки из Карского моря, примерно после 1500 кал. л.н., также и солоноватоводных (рис. 4.2.3, 4.2.8). На первый взгляд кажется, что присутствие этих видов свидетельствует об усилении влияния пресноводного стока, но это противоречит как наличию разнообразных морских видов, так и изотопным данным, которые показывают увеличивающееся морское влияние в придонном слое [Simstich et al., 2004, 2005]. Данные по распространению водных палиноморф в осадках колонок из западной части моря Лаптевых указывают на отсутствие каких-либо существенных колебаний в объеме речного стока после 7000 кал. л.н. [Клювиткина, 2007, Клювиткина и др., 2007; Полякова и др., 2009]. Область, где отобрана колонка ВР00-07/5, после 6000 кал. л.н. оказалась вне зоны существенного влияния речного стока, так как в это время, помимо смещения основного депоцентра Енисея в пределы современного устья, произошла перемена направления стока с северного на северо-восточное, о чем свидетельствует резкое увеличение скоростей аккумуляции осадков у западного берега Таймыра [Stein et al., 2004]. Таким образом, наиболее вероятным механизмом поступления эвригалинных и солоноватоводных видов остракод в относительно глубоководный по своему характеру комплекс внешнего шельфа является ледовый разнос. Ранее, изучая современное расселение остракод на шельфах морей Лаптевых и Карского [Stepanova et al., 2007], мы предположили, что раковины эвригалинных и солоноватоводных видов, характерных для прибрежных районов, вмерзают в припайный лед во время осенних штормов и ледообразования (среднемноголетнее положение внешней границы припая показано на рис. 4.2.1). Летом часть припайного льда тает на месте, а часть выносится в открытое море, причем преимущественное таяние происходит в самое теплое время в конце лета, когда льдины достигают сравнительно удаленных районов внешнего шельфа. Возможно, это объясняет крайне малое количество эвригалинных видов в районах среднего шельфа. Увеличение содержания мелководных видов из районов внутреннего шельфа в позднеголоценовых осадках изученных колонок со среднего и внешнего шельфа свидетельствует и о нарастающем похолодании климата, приведшем к охлаждению поверхностных вод и росту ледовитости морей, что способствовало более дальнему разносу припайных льдин. Но еще более важным представляется усиление вызванной ветрами циркуляции вод, а именно поверхностных течений под действием южных ветров, и компенсационных придонных противотечений по палеодолинам.

Действие придонных реверсивных течений сказывается на составе позднеголоценовых комплексов даже в колонках из мелководной юго-восточной части моря, в которых с момента их затопления около 6000 кал. л.н. был развит один и тот же экологический комплекс внутреннего шельфа (рис. 4.2.6, 4.2.7, 4.2.9). Периодическое усиление степени морского влияния в придонном слое выражается здесь по увеличению общей численности и видового разнообразия, росту процентного содержания морских видов, включая относительно глубоководные формы. Один из таких периодов соответствует началу затопления колонки PS51/80-13 (5,7-5,1 кал. тыс. л.н.), а другой - временному интервалу 4-1,4 кал. тыс. л.н. (рис. 4.2.6). В дночерпательной колонке PS51/80-11 похожие интервалы зафиксированы около 1200 кал. л.н. и в настоящее время (рис. 4.2.7).

В отличие от западной части моря Лаптевых, где объем речного стока невелик и не испытывал заметных колебаний после 7000 кал. л.н. [Клювиткина, 2007], и восточной части шельфа Карского моря, где осадконакопление в позднем голоцене в значительной степени приурочено к эстуариям Енисея и Оби [Stein et al., 2004; Polyakova, Stein, 2004], в юго-восточной части моря Лаптевых существенное влияние на позднеголоценовое осадконакопление оказывали вариации объема и направления стока Лены и Яны [Polyakova et al., 2006], а также и изменения конфигурации берегов и положения устьев проток в результате активной термоабразии пород ледового комплекса [Rachold et al., 2000].

Изменения морфологии дна и объемов/направления речного стока находят свое отражение в составе ископаемых остатков в колонках морских осадков. Период усиления морского влияния 5,7-5,1 кал. тыс. л.н. выявлен по составу бентосного комплекса колонки PS51/80-13. Данные по диатомеям и водным палиноморфам также свидетельствуют о достаточно высокой поверхностной солености и существенном влиянии придонных реверсивных течений в этот период [Polyakova et al., 2006]. В то же время в палеодолине Яны для интервала времени между 7 и 4 кал. тыс. л.н. реконструируется заметное увеличение влияния речного стока [Kunz-Pirrung, 1998b; Bauch et al., 2001a]. Видимо, до 4000 кал. л.н. большая часть стока Лены была направлена на север от дельты и в сторону палеодолины Яны. В период времени 4,2-2,7 кал. тыс. л.н., по данным анализа диатомей и водных палиноморф, произошло перераспределение основного стока в дельте Лены с северного на северо-восточное направление в сторону местоположения колонок PS51/80-13 и PS51/80-11, каковым оно остается и в настоящее время [Polyakova et al., 2006]. По составу ископаемых бентосных организмов наиболее сильное влияние реверсивных течений установлено в период времени 4-1,4 кал. тыс. л.н. (рис. 4.2.6). Таким образом, опреснение поверхностных вод совпадало по времени с достаточно мощным притоком морских вод в придонном слое, что в совокупности указывает на усиление эстуарной циркуляции. Сходная ситуация отмечалась в позднем голоцене восточной части Карского моря, где в осадках колонки DM-4401 с внутреннего шельфа по увеличению пресноводных диатомей выявлено сильное опреснение поверхностных вод, сопровождавшееся существенным увеличением процентного содержания бентосных фораминифер вида Cassidulina reniforme, совершенно нетипичного для прибрежных районов [Polyak et al., 2002b].

Интересно, что увеличение морского влияния в придонном слое воды, выявленное по составу бентосного комплекса самой верхней части дночерпательной колонки PS51/80-11 (рис. 4.2.7), совпадает с резким облегчением изотопного состава углерода карбоната раковин фораминифер при одновременно неизменном изотопном составе кислорода (Х.А. Баух, неопубл. данные). Не исключено, что облегчение изотопного состава углерода было вызвано увеличением речного стока, которое также привело и к удревнению трех верхних радиоуглеродных датировок из этой колонки за счет увеличения количества «старого» растворенного углерода, приносимого речными водами (табл. 4.2.1). Богатые питательными веществами речные воды вызвали вспышку продуктивности фитопланктона у поверхности, повлекшую за собой облегчение изотопного состава растворенного углерода придонных вод за счет реминерализации органического вещества [Erlenkeuser, 1995]. Следовательно, в районах внутреннего шельфа увеличение речного стока может приводить к росту продуктивности поверхностных вод и соответственно численности и разнообразия бентосных организмов. При этом в составе бентосных комплексов может одновременно увеличиваться количество морских элементов за счет интенсификации придонных реверсивных течений.

Таким образом, поздний голоцен представляется периодом времени с выраженной тенденцией к похолоданию климата и усилению эстуарной циркуляции вод, вызванной как ветрами, так и изменениями объемов и/или направления речного стока. По нашим данным, наиболее мощное действие придонных реверсивных течений и активизация ледового разноса происходили 2-4 кал. тыс. л.н. Примерно в это же время в колонке, расположенной на континентальном склоне западной части моря Лаптевых, отмечается усиление притока трансформированных атлантических вод и увеличение поступления материала ледового разноса и микрофоссилий из прибрежных районов моря [Taldenkova et al., 2008]. Приток атлантических вод в Арктику, также как и перенос льдов, регулируется параметрами атмосферной циркуляции [Mysak, 2001]. Данные по позднеголоценовым комплексам остракод и фораминифер из осадков высокоарктических морей свидетельствуют об усилении циркуляции вод, вызванной активизацией атмосферных процессов.

Заключение

Изучено распределение численности, видового разнообразия и экологических групп ископаемых фораминифер и остракод в колонках морских осадков из различных частей шельфов морей Лаптевых и Карского, приуроченных к современным глубинам моря от 60 до 21 м . Колонки детально датированы радиоуглеродным (AMS) методом и охватывают возрастной диапазон от 12,2 кал. тыс. л.н. до современности.

Обобщение собственных и литературных данных о распределении современных остракод и фораминифер в осадках шельфов позволило в общих чертах охарактеризовать комплексы внешнего, среднего, внутреннего шельфов, а также эстуариев Оби и Енисея. Показано, что по сравнению с фораминиферами остракоды более чувствительны к изменению параметров среды в морях, опресненных речным стоком.

Сравнение ископаемых комплексов с современными аналогами показало наличие последовательной смены комплексов вслед за подъемом уровня моря и затоплением шельфа. В районах речных палеодолин современного внешнего и среднего шельфа благодаря высоким скоростям осадконакопления в начальный период затопления шельфа наблюдается весь спектр комплексов - от эстуарных до современных морских. Хотя последовательность комплексов едина, время существования каждого из них различается в зависимости от глубины положения колонки, придонной гидродинамики, степени влияния речного стока. Для исследованных колонок из районов внешнего и среднего шельфа возрастной диапазон существования комплексов следующий: эстуарного- 12,2-10,2 кал. тыс. л.н.; комплекса внутреннего шельфа-11,8-7,0 кал. тыс. л.н.; комплекса среднего шельфа- 10,3-1,7 кал. тыс. л.н.; комплекса внешнего шельфа - 7-0 кал. тыс. л.н. Состав ископаемых комплексов времени начала затопления шельфа несколько отличался от современных аналогов, будучи более «контрастным». Например, в составе сообществ раннего голоцена при общем преобладании эвригалинных и солоноватоводных видов содержание относительно глубоководных видов заметно выше, чем в современных комплексах эстуариев и внутреннего шельфа. Это объясняется близостью к бровке шельфа и более активным взаимодействием с водами открытого моря.

После стабилизации уровня моря на близких к современным отметках (около 5-6 кал. тыс. л.н.) изменения, наблюдаемые в составе позднеголоценовых комплексов остракод и фораминифер, характеризуют вариации гидрологических и климатических условий. В ископаемых комплексах районов внешнего шельфа отмечено постоянное присутствие относительно глубоководных видов, свидетельствующее о стабильности придонных условий и нормально-морской солености за счет постоянного притока трансформированных атлантических вод с реверсивными течениями. В то же время возрастает число видов, характерных для прибрежных районов, в особенности эвригалинных остракод, поступающих в удаленные районы шельфа и континентального склона в результате ледового разноса. Наблюдаемые явления объясняются похолоданием вод и усилением эстуарной циркуляции, вызванной ветрами и, возможно, увеличением речного стока. В колонках с внутреннего шельфа также отмечается периодическое усиление морского влияния, выраженное в составе бентосных комплексов по увеличению общей численности микрофоссилий, видового разнообразия и процентного содержания относительно глубоководных видов. Причем эти периоды усиления морского влияния, т.е. интенсификации и глубины проникновения в сторону берега придонных реверсивных течений, часто совпадают с растущим опреснением поверхностных вод за счет увеличения объемов речного стока или изменения его направления. Так как сила и направление ветров и вариации объемов стока зависят от особенностей атмосферной циркуляции, то можно связать периоды усиления притока морских вод на шельф с активизацией, вызванной ветрами циркуляции поверхностных и придонных вод. По данным авторов, на шельфе морей Лаптевых и Карского такой период был наиболее ярко выражен 2-4 кал. тыс. л.н. и совпадал с похолоданием и увеличением ледовитости морей.

Работа выполнена при поддержке российско-германской Лаборатории морских и полярных исследований им. О.Ю. Шмидта (проект OSL-07-21), РФФИ (проекты 05-05-64823 и 08-05-00849) и ИНТАС (проект 03-51-6682).

Авторы признательны рецензентам Е.А. Гусеву и С.А. Корсуну за вдумчивую и конструктивную критику.

Литература

Дмитренко И.А., Хьюлеманн Й.А., Кириллов С.А. и др. Термический режим придонного слоя моря Лаптевых и процессы, его определяющие // Криосфера Земли. 2001. Т. V. № 3. С. 40-55/

Иванова Е.В. Глобальная термохалинная палеоциркуляция. М.: Научный мир, 2006. 320 с.

Клювиткина Т.С. Палеогеография моря Лаптевых в позднем плейстоцене и голоцене по материалам изучения ископаемых микроводорослей: Автореф. дис. ... канд. геогр. наук. М.: МГУ, 2007. 24 с.

Клювиткина Т.С. Детальные реконструкции палеогидрологических условий в восточной части моря Лаптевых за последние 11,3 тыс. лет. М., 2007. 26 с. Деп. ВИНИТИ № 1512-В2006 от 06.12.06 // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 5. Геогр. № 2.

Клювиткина Т.С., Баух Х.А. Изменения палеоокеанологических условий в море Лаптевых в голоцене по материалам исследования водных палиноморф // Океанология. 2006. Т. 46. №6. С. 911-921.

Матуль А.Г., Хусид Т.А., Мухина В.В. и др. Современные и позднеголоценовые природные условия на шельфе юго-восточной части моря Лаптевых по данным микрофоссилий // Океанология. 2007. Т. 47. № 1. С. 90-101.

Павлидис Ю.А., Ионин А.С., Щербаков Ф.А. и др. Арктический шельф. Позднечетвертичная история как основа прогноза развития. М.: ГЕОС, 1998. 187 с.

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

Степанова А.Ю., Талденкова Е.Е., Баух Х.А. Скорость смены сообществ остракод на шельфе моря Лаптевых в ходе послеледниковой трансгрессии моря // Мат-лы совещания «Эвстатические колебания уровня моря в фанерозое и реакция на них биоты». М., 2007. С. 71-82.

Таманова С.В. Фораминиферы моря Лаптевых // Геология моря: Сб. статей. Вып. 1. Л .: НИИГА, 1971. С. 54-63.

Bauch H.A., Erlenkeuser H., Fahl K. et al. Evidence for a steeper Eemian than Holocene sea surface temperature gradient between Arctic and sub-Arctic regions // Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 1999. Vol. 145. P. 95-117.

Bauch H.A., Kassens H., Erlenkeuser H. et al. Depositional environment of the Laptev Sea (Arctic Siberia) during the Holocene // Boreas 1999b. Vol. 28. P. 194-204.

Bauch H.A., Polyakova Ye.I. Late Holocene variations in Arctic shelf hydrology and sea-ice regime: Evidence from north of the Lena Delta // Int. J. Earth Sci. 2000. 89 (3). P. 569-577.

Bauch H.A., Kassens H., Naidina O.D. et al. Composition and flux of Holocene sediments on the eastern Laptev Sea shelf, Arctic Siberia // Quaternary Research. 2001b. Vol. 55. N 3. P. 344-351.

Bauch H.A., Mueller-Lupp Т., Taldenkova E. et al. Chronology of the Holocene transgression at the North Siberian margin // Global Planetary Change. 2001c. N 31. P. 125-139.

Bauch H.A., Polyakova Ye.I. Diatom-inferred salinity records from the Arctic Siberian margin: implications for fluvial runoff patterns during the Holocene // Paleoceanography. 2003. N 18 (2). P. 501-510.

Bauch H.A., Kassens H. Arctic Siberian shelf environments - an introduction // Global and Planetary Change. 2005. Vol. 48 (1-3). P. 1-8.

Boucsein В., Fahl K., Stein R. Variability of river discharge and Atlantic-water inflow at the Laptev Sea continental margin during the past 15,000 years: implications from maceral and biomarker records // Int. J. Earth Sciences. 2000. Vol. 89. P. 578-591.

Darby D., Polyak L., Bauch H.A. Past glacial and interglacial conditions in the Arctic Ocean and marginal seas - a review // Progress in Oceanography. 2006. Vol. 71. N 2-A. P. 129-144.

Erlenkeuser H. TRANSDRIFTII Shipboard Scientific Party. Stable carbon isotope ratios in the waters of the Laptev Sea / Sept. 94 // Berichte zur Polarforschung. 1995. Vol. 176. P. 170-177.

Fahl K., Stein R. Biomarker records, organic carbon accumulation, and river discharge in the Holocene southern Kara Sea ( Arctic Ocean ) // Geo-Mar. Letters. 2007. Vol. 27. P. 13-25.

Fairbanks R.G., Mortlock R.A., Chiu T.-Ch. et al. Radiocarbon calibration curve spanning 0 to 50,000 years BP based on paired ²³⁰Th/ ²³⁴U/ ²³⁸U and ¹⁴C dates on pristine corals // Quaternary Science Reviews. 2005. Vol. 24. P. 1781-1796.

Ivanova E. Benthic foraminifera from the southern Kara Sea : Preliminary results // Berichte zur Polar und Meeresforschung. 2001. Vol. 393. P. 141-150.

Jones R.L., Whatley R.C., Cronin T.M., Dowsett H.J. Reconstructing late Quaternary deep-water masses in the eastern Arctic Ocean using benthonic Ostracoda // Marine Micropalaeontology. 1999. Vol. 37. P. 251-272.

Kassens H., Bauch H.A., Dmitrenko I.A. et al. Land-Ocean Systems in the Siberian Arctic : Dynamics and History. Berlin : Springer, 1999. 711 p.

Keigwin L.D., Donnelly J.P., Cook M.S. et al. Rapid sea-level rise and Holocene climate in the Chukchi Sea // Geology. 2006. Vol. 34. N 10. P. 861-864.

Khusid Т.А. Benthic Foraminifera assemblages in the Kara Sea // Oceanology. 1996. Vol. 36. N 5. P. 716-722.

Korsun S. Benthic foraminifera in the Ob estuary, West Siberia // Berichte zurPolarforschung. 1999. Vol. 300. P. 59-70.

Kunz-Pirrung M. Rekonstruktion der Oberflachenwassermassen der ostlichen Laptevsee im Holozan anhand der aquatischen Palynomorphen // Berichte zur Polarforschung. 1998b. Bd 281. S. 1 -117.

Mueller-Lupp Т., Erlenkeuser H., Bauch H.A. et al. Changes in the deposition of terrestrial organic matter on the Laptev Sea during the Holocene - evidence from stable carbon isotopes // J. of Earth Sciences. 2000.Vol. 89. P. 563-568.

Mueller-Lupp Т., Bauch Н.А., Erlenkeuser H. Holocene hydrographical change of the eastern Laptev Sea (Siberian Arctic) recorded in δ¹⁸O profiles of bivalve shells // Quaternary Research. 2004. Vol. 61(1). P. 32-41.

Mysak L.A. Patterns of Arctic Circulation // Science. 2001. Vol. 293. P. 1269-1270.

Nürnberg D., Wollenburg I., Dethleff D. et al. Sediments in Arctic sea ice: implications for entrainment, transport and release // Marine Geology. 1994. Vol. 119. P. 185-214.

Peregovich В., Hoops E., Rachold V. Sediment transport to the Laptev Sea (Siberian Arctic) during the Holocene - evidence from the heavy mineral composition of fluvial and marine sediments // Boreas. 1999. Vol. 28. P. 205-214.

Polyak L., Korsun S., Febo L.A. et al. Benthic foraminiferal assemblages from the southern Kara Sea , a river-influenced Arctic marine environment // J. of Foraminiferal Research. 2002a. Vol. 32. N 3. P. 252-273.

Polyak L., Levitan M., Khusid T. et al. Variations in the influence of riverine discharge on the Kara Sea during the last deglaciation and the Holocene // Global and Planetary Change. 2002b. Vol. 32. P. 291-309.

Polyakova Ye.I., Stein R. Holocene paleoenvironmental implications of diatom and organic carbon records from the southeastern Kara Sea (Siberian Margin) // Quaternary Research. 2004. Vol. 62. P. 256-266.

Polyakova Ye.I., Bauch H.A., Klyuvitkina T.S. Early to Middle Holocene changes in Laptev Sea water masses deduced from diatom and aquatic palynomorph assemblages // Global and Planetary Change. 2005. N 48. P. 208-222.

Polyakova Ye.I., Klyuvitkina T.S., Novichkova E.A. et al. High-resolution reconstruction of Lena River discharge during the Late Holocene inferred from microalgae assemblages // Polarforschung. 2006. Vol. 75. N 2-3. P. 83-90.

Rachold V., Grigoriev M.N., Are F.E. et al. Coastal erosion vs riverine sediment discharge in the Arctic shelf seas // International J. of Earth Sciences. 2000. Vol. 89 (3). P. 450-460.

Reimnitz E., McCormick M., McDougall K., Browers E.M. Sediment export by ice rafting from a coastal polynya, Arctic Alaska, USA // Arctic and Alpine Research. 1993. Vol. 25. P. 83-98.

Simstich J., Stanovoy V., Bauch D. et al. Holocene variability of bottom water hydrography on the Kara Sea shelf ( Siberia ) depicted in multiple single-valve analyses of stable isotopes in ostracods // Marine Geology. 2004. Vol. 206. P. 147-164.

Simstich J., Erlenkeuser H., Harms I. et al. Modern and Holocene hydrographic characteristics of the shallow Kara Sea shelf ( Siberia ) as reflected by stable isotopes of bivalves and benthic foraminifers // Boreas. 2005. Vol. 34. P. 252-263.

Stein R., Fahl K. Holocene accumulation of organic carbon at the Laptev Sea continental margin ( Arctic Ocean ): sources, pathways, and sinks // Geo-Marine Letters. 2000. Vol. 20. P. 27-36.

Stein R., Fahl K., Fütterer D.K. et al. /Eds. Siberian river run-off in the Kara Sea : Characterisation, quantification, variability and environmental significance // Proceedings in Marine Sciences. Amsterdam : Elsevier, 2003. Vol. 6. 484 p.

Stein R., Fahl K. The Kara Sea : Distrribution, sources, variability and burial of organic carbon // The Arctic Ocean Orgabic Carbon Cycle: Present and Past / Eds. R. Stein, R.W. Macdonalds. Berlin : Springer-Verlag, 2004. P. 237-266.

Stepanova A., Taldenkova E., Bauch H.A. Recent Ostracoda of the Laptev Sea (Arctic Siberia): taxonomic composition and some environmental implications // Marine Micropalaeontology. 2003. Vol. 48 (1-2). P. 23-48.

Stepanova A., Taldenkova E., Bauch H.A. Ostracod species of the genus Cytheropteron from Late Pleistocene, Holocene and Recent sediments of the Laptev Sea (Arctic Siberia) // Revista Espanola de Micropalaeontologia. 2004. Vol. 36 (1). P. 83-108.

Stepanova A.Yu. Late Pleistocene-Holocene and Recent Ostracoda of the Laptev Sea and their importance forpaleoenvironmental reconstructions // Monograph Supplementary Issue of Russian Paleontological J. 2006. Vol. 40 (2). P. 91-204.

Stepanova A., Taldenkova E., Simstich J., Bauch H.A. Comparison study of the modern ostracod associations in the Kara and Laptev seas: Ecological aspects // Marine Micropaleontology. 2007. Vol. 63. P. 111-142.

Stuiver M., Reimer P.J. Extended ¹⁴C database and revised CALIB 3.0 ¹⁴C ages calibration program // Radiocarbon. 1993. Vol. 35(1). P. 215-230.

Svendsen J., Alexanderson H., Astakhov V. et al. Late Quaternary ice sheet history of Northern Eurasia // Quaternary Science Reviews. 2004a. N 23. P. 1229-1271.

Taldenkova E., Bauch H.A., Stepanova A. et al. Last postglacial environmental evolution of the Laptev Sea shelf as reflacted in molluscan, ostracodal, and foraminiferal faunas // Global and Planetary Change. 2005. №48. P. 223-251.

Taldenkova E., Bauch H.A., Stepanova A. et al. Postglacial to Holocene history of the Laptev Sea continental margin: Palaeoenvironmental implications ofbenthic assemblages // Quaternary International. 2008. Vol. 183. P. 40-60.

Wegner C., Hölemann J.A., Dmitrenko I. et al. Seasonal variations in Arctic sediment dynamics - evidence from 1-year records in the Laptev Sea (Siberian Arctic) // Global and Planetary Change. 2005. Vol. 48 (1-3). P. 126-140.

4.2. Paleoenvironmental changes of the Laptev and Kara shelves during the postglacial transgression (on the bases of fossil ostracods and foraminifers)

E.E. Taldenkova¹, H.A. Bauch², A.Yu. Stepanova³, LA. Pogodina⁵, Ya.S. Ovsepyan⁴, J. Simstich⁶

¹ Lomonosov Moscow State University (MSU), Geographical Faculty, Moscow , Russia . ² Leibniz Institute of Marine Sciences, Kiel University (IFM-GEOMAR), Kiel, Germany / German Academy of Sciences, Humanities and Literature, Mainz, Germany. ³ Paleontological Institute RAS (PI RAS), Moscow , Russia . ⁴ Murmansk Marine Biological Institute Kola Branch RAS (MMBI RAS), Murmansk , Russia . ⁵ Lomonosov Moscow State University (MSU), Geological Faculty, Moscow , Russia . ⁶ Private Investigate Institute, Hamburg , Germany

Fossil ostracods and foraminifers were investigated in postglacial sediment sequences from river paleovalleys of the Laptev and Kara shelves. The AMS ¹⁴C-dated cores recovered from water depths between 60 and 21 meters cover an age range back to 12.2 cal. ka. In the cores from the outer-middle shelf, an upcore change of fossil assemblages from brackish water estuarine to modern marine ones evidences environmental changes related to sea-level rise and shelf flooding. Although the overall succession of fossil assemblages is similar in all studied cores, their timing is different in accordance with specific water depths of the sites, distance from the coast, river runoff influence and bottom hydrodynamics. Sediment sequence from the modern inner shelf region was accumulated during the last 6 cal. yrs contains a modern-like inner-shelf assemblage dominated by shallow-water marine and river-proximal species. On the middle-outer shelf, the presence of relatively deep-living benthic species in fossil assemblages of both the early and late stages of shelf inundation evidences the influence of bottom reversed currents transferring Atlantic-derived waters onto the shelf. In the late Holocene, a simultaneous increase in relative abundance of both, the deep-living and river-proximal, species is recorded in the outer-shelf cores evidencing surface water cooling, increasing ice cover extent and enhanced wind-induced estuarine circulation. In the inner shelf region, periodic strengthening of marine influence in the bottom-water layer is reflected by an increase in the total abundance and diversity of microfossils, as well as proportional representation of relatively deep-living species including planktic foraminifers. Stronger marine influence in the bottom-water layer is often coincident with increasing surface-water freshening. Thus, these facts also point to an intensification of estuarine circulation on the Laptev and Kara shelves and increasing ice cover extent especially during the time interval 2-4 cal. ka.

Ссылка на статью: 

Талденкова Е.Е., Баух Х.А., Степанова А.Ю., Погодина И.А., Овсепян Я.С., Зимстих Й. Изменения палеосреды шельфов морей Лаптевых и Карского в ходе послеледниковой трансгрессии (по ископаемым остракодам и фораминиферам). В кн.: «Система моря Лаптевых и прилегающих морей Арктики: современное состояние и история развития». М.: Изд-во Моск. ун-та, 2009, с. 384-409.