В работе представлены новые данные об изменении уровня моря в районе о. Жохова (Восточно-Сибирское море) в голоцене. Результаты, полученные различными аналитическими методами, показали их хорошую сходимость и позволяют сделать обоснованные палеогеографические выводы. Для района о. Жохова в голоцене отмечено четыре трансгрессивно-регрессивных фазы. Максимумы двух из них не превышали современного уровня моря (10 и 8–7.5 тыс. л. н.), две других (4.9–4 и 1.2 тыс. л. н.) превышали его.

Введение. Одной из важнейших проблем палеогеографии Лаптевско-Восточносибирской зоны Арктического шельфа Евразии является оценка событий послеледниковой трансгрессии, сформировавшей современные очертания береговых линий и островов. В ходе этой трансгрессии, начальные этапы которой относят к 17 000- 15 000 л .н., оказалась затоплена примерно 1000-километровая полоса приморских равнин, существоваших здесь в эпоху последнего оледенения вследствие глубокой регрессии Полярного бассейна, когда падение уровня океана составило, по различным оценкам, не менее 100 м относительно современного [Гаврилов и др., 2006; Каплин и Селиванов, 1999].

Интерес к этой проблеме заметно возрос в последнее время [Bauch et al., 2001; Гаврилов и др., 2006]. Необходимо отметить, что наилучшим образом обеспечены фактическими данными реконструкции, предлагаемые для шельфа моря Лаптевых на участке от восточного побережья п-ва Таймыр до западной границы Новосибирского архипелага, в основном за счет результатов, полученных по морским колонкам еще в 60-х годах XX в. Холмсом и Кригером [Holmes & Creager, 1974], дополненных позже Х.Ф. Баухом с соавторами [Bauch et al., 2001]. Эти районы отстоят от о. Жохова на сотни километров к западу. Восточносибирский шельф подобными данными до настоящего времени не обеспечен.

Целью работ, проведенных в 2000-2005 гг. в рамках программы археологических исследований Жоховской стоянки [Питулько, 1997], было уточнение характеристики природных условий до, во время и после периода пребывания древнего человека на о. Жохова (около 8000 л .н.), а также получение информации об изменениях уровня Восточно-Сибирского моря в позднем плейстоцене и голоцене как фактора, непосредственно влиявшего на возможность посещений острова людьми в прошлом. Помимо решения локальных прикладных задач предполагалось получить результат, востребованный в региональных палеогеографических реконструкциях, поскольку район исследований расположен в наиболее удаленной области Новосибирского архипелага.

Краткая характеристика района исследований. О. Жохова входит в группу о-ов Де-Лонга архипелага Новосибирских о-ов. Он расположен на шельфе Восточно-Сибирского моря под 76° с.ш. Размеры острова примерно 7 × 11 км (рис. 1).

Центральную часть острова занимают холмы с высотами до 120 м , являющиеся останцами вулканической постройки. Чехол позднечетвертичных отложений, в строении которого принимают участие коллювиальные, аллювиально-пролювиальные и морские отложения, имеет малую мощность, возрастающую в направлении от вершин холмов к их подножиям. Отложения находятся в многолетнемерзлом состоянии и содержат подземные льды различного генезиса. Местами выражены террасовые уровни.

Глубины вокруг острова незначительно превышают 20 м , морское дно полого-наклонное. Сплошная изобата 20 м проходит в 60 км южнее о. Жохова, в районе о. Вилькицкого. Вокруг о. Жохова выделяются выположенные участки дна между изобатами 20 и 10 м .

На о. Жохова располагаются три лагуны, отделенные от моря галечными косами (рис. 1). Две из них находятся в южной части оcтрова. Они имеют незначительный размер, глубины менее двух м и в зимний период промерзают до дна. Их отложения криотурбированы и нарушены ледовой экзарацией. Северная лагуна значительно больше. Ее размер превышает 3.5 км по длинной оси, а глубина достигает 11.5 м .

Северная лагуна о. Жохова. Лагуна сформировалась на краю морской террасы в результате намыва прибрежными течениями галечных кос по ее периметру. Соединенные между собой косы отделили затопленную часть террасы от моря, образовав мыс Галечный (рис. 1), северо-восточную оконечность о. Жохова.

С юга в лагуну впадает ручей с относительно большим водосбором. Влекомые им наносы откладываются в ее южной части, которая вследствие этого мелководна и промерзает в зимний период до дна. Временные водотоки и мелкие ручьи, впадающие в лагуну, имеют небольшие водосборы и вносят незначительный вклад в формирование ее отложений. В северной части лагуны, почти под берегом, глубины достигают 6 м ., постепенно возрастая до 10 к северо-востоку.

Подводные склоны галечной косы со стороны лагуны крутые. Дно лагуны имеет общий уклон в северо-северо-восточном направлении. Максимальная глубина ( 11.5 м ) зафиксирована в четко обозначенном понижении с практически плоским дном и размером около восьмидесяти на девяносто метров.

Сток из лагуны в периоды отливов или сгонов осуществляется через промоину, расположенную в ее восточной части. Во время сильных нагонов или приливов через нее же поступает морская вода.

Мощность льда в лагуне по многолетним наблюдениям составляет около двух метров. Зимой около трети ее площади оказывается покрытой примороженным ко дну льдом. Ледовый покров полностью разрушается не каждый год, в результате чего волновое воздействие на донные отложения незначительно. Гидродинамический режим северной лагуны, высокая степень изоляции от моря, значительная глубина (6- 11 м ), обеспечивающая толщу незамерзающей воды в зимнее время, и особенности ледостава создают условия спокойного осадконакопления.

Работы на лагуне проводились в весенне-летний период. В общей сложности отобрано четыре керна, два из которых рассматриваются в настоящей работе (колонки БЖ-2 и Ж-04/05). Отбор лагунных отложений первоначально осуществлялся с помощью стандартной гравитационной трубки ГОИН 1.5-метровой длины. Максимальная мощность колонки БЖ-2, отобранной этим снарядом, составила 50 см . В 2004 г . отбор производился модифицированной трубкой ударного типа длиной 300 см , что позволило значительно увеличить мощность отбираемой колонки (мощность колонки Ж-04/05 составила 132 см ). Для отложений колонок методом АМS датирования получены радиоуглеродные возраста, выполнены диатомовый и геохимический анализы, которые дали хорошо согласующиеся результаты.

Литология лагунных отложений, их возраст и оценка скорости седиментации. В отложениях колонки Ж-04/05 выделяется четкая литологическая граница. Осадки верхней части, от поверхности до глубины 100 см , состоят из гомогенных глинистых илов с двумя небольшими прослоями со слабовыраженной слоистостью. Первый прослой от 5 до 10 см , второй - от 35 до 45 см . Слоистость выражена чередованием светлых и почти черных илов, толщина слоев не более одного мм. В верхней части прослоев слоистость едва заметна, в нижней части - четкая. Осадки в интервале соответственно 10-35 и 45- 100 см представлены монотонными гомогенными илами. Нижняя часть колонки (100- 132 см ) сложена илом с включением грубообломочного материала в виде мелкой дресвы и песка, единичной гальки (рис. 2). Колонка БЖ-2 не имеет выраженных литологических границ, ее осадки представлены гомогенными илами.

Для отобранных колонок АМS методом получено пять радиоуглеродных определений возраста отложений (табл. 1). Два из них характеризуют колонку БЖ-2. Возраст органической составляющей отложений сверху вниз по разрезу составил соответственно 6480 ± 40 л . н. (Веtа-153814) на глубине 16- 18 см и 6890 ± 40 л . н. (Веtа-151646) на глубине 42- 46 см . Керн из колонки Ж-04/05, отобранной в 100 метрах к северо-востоку от колонки БЖ-2, охарактеризован тремя датировками. Сверху вниз по разрезу получены следующие значения: 5280 ± 40 л . н. (Beta-204885) на глубине 8- 10 см , 7730 ± 40 л . н. (Beta-204886) на уровне 48- 50 см и 10950 ± 60 л . н. (Beta-204887) в нижней четверти разреза на уровне 98- 100 сантиметров . Датировки образуют непротиворечивую последовательность, находящуюся в согласии с их стратиграфическим положением в пределах колонки.

Отбор образцов для определения возраста керна был осуществлен в тех его участках, которые позволяли получить о нем наиболее адекватное представление как с точки зрения оценки продолжительности аккумуляции, так и в плане определения моментов наиболее заметных изменений условий формирования осадков. Важное значение в данном случае имеют значения δ¹³С, измеренные в промилле относительно стандарта РDВ, что позволяет оценить источник датируемого материала и возможный вклад резервуарного эффекта. Высокие значения δ¹³С (табл. 1) позволяют заключить, что датированная органика имеет наземное происхождение [Вагнер, 2006], а возраст образцов не искажен резервуарным эффектом. В этом смысле отложения северной лагуны о. Жохова подобны повсеместно исследуемым озерным осадкам, палеоклиматическая запись которых может напрямую сравниваться с климатическими архивами наземных отложений.

Таким образом, валидность датировок позволяет нам рассматривать их как основание для оценки особенностей осадконакопления в лагуне. Седиментация, безусловно, не носила линейный характерен ее процесс на основании имеющихся данных может быть лишь аппроксимирован.

Распределение датировок по глубине залегания осадка показывает (рис. 2), что скорость осадконакопления приблизительно до 5000 л .н. изменялась незначительно. По колонке БЖ-2, отобранной ближе к берегу, рассчитанная средняя скорость осадконакопления в интервале между 6890 ± 40 и 6580 ± 40 л . н. составляла в среднем не менее 0.9 мм в год. По колонке Ж-04/05 за период с 10950 ± 60 по 5280 ± 40 л . н. скорость осадконакопления была около 0.16 мм в год. Около 5000 л .н. скорость седиментации резко замедляется (до 0.027 и 0.019 мм в год соответственно).

Наиболее вероятным объяснением такого резкого изменения скоростей осадконакопления является наличие в отложениях скрытых перерывов, обусловленных резким изменением гидродинамических условий. Их возможной причиной могут быть трансгрессии моря. На Новосибирских о-вах отмечены следы двух позднеголоценовых трансгрессий [Анисимов и др., 2002], достигающих наивысших отметок около 4000 и около 1200 л . н. Уровень моря превышал современный на 6-8 и 4- 6 метров соответственно. В максимумы трансгрессий косы затапливались, и лагуна полностью соединялась с морем. Вследствие этого часть неконсолидированных осадков могла быть размыта прибрежными морскими течениями.

Комплексы диатомей. С целью проведения палеоэкологического анализа распределения диатомей в осадках лагуны был изучен их количественный и видовой состав. Из колонки длиной 132 см было отобрано 22 пробы. Образцы были подготовлены по стандартной методике обработки донных осадков [Жузе и др., 1969].

Осадки колонки содержат богатые комплексы диатомей, отражающие высокую биологическую продуктивность биоценозов во время их развития. По разрезу колонки определено 66 видов диатомей, относящихся к различным экологическим группам. Изменения в количественном и доминантном составах комплексов позволили выделить в осадках ряд экологических зон (экозон), характеризующихся различными температурными и гидродинамическими условиями. Выделено шесть зон, отражающих смену эколого-фациальных условий в лагуне. Нумерация экозон принята сверху вниз по разрезу (рис. 3).

Экозона 6 (132- 99 см ) характеризует осадки, сформированные в условиях, неблагоприятных для развития диатомовой флоры. Обнаружены лишь отдельные панцири диатомей морских, солоноватоводно-морских и пресноводных видов. Оценить условия формирования осадков на основании этих скудных данных не представляется возможным.

Экозона 5 (99- 92 см ) характеризуется преобладанием в диатомовых комплексах морских бентосных видов (максимально до 72% в осадках интервала 95- 96 см ), среди которых доминируют Trachyneis aspera (41%) и Amphora proteus (25%), а также бентических сублиторальных и литоральных видов. Заметно содержание пресноводных диатомей до 15%. Солоноватоводные и солоноватоводно-морские виды составляют до 11%. Общая численность диатомей в этих осадках составляет 1-5 млн. створок/г. Формирование этой экозоны проходило в холодных морских сублиторальных условиях с повышенной гидрологической активностью и заметным стоком пресных вод.

Экозона 4 (92- 57 см ) охарактеризована существенным возрастанием количества солоноватоводно-морских и пресноводных видов. В комплексе диатомей отмечено значительное преобладание солоноватоводно-морских (31-58%) и пресноводных диатомей (20-66%), численность которых заметно возрастает по сравнению с экозоной 5. Одновременно резко увеличивается количество панцирей диатомей в грамме сухого осадка (до 12 млн. створок). В комплексах диатомей доминирует бентический солоноватоводно-морской вид Navicula digitoadiata, составляющий до 63% от общего состава комплекса. В субдоминантной группе выделяется бентический пресноводный вид Caloneis bacillum, который выше по разрезу становится преобладающим, составляя до 70%. Caloneis bacillum и сопутствующие ему виды, например Pinnularia borealis, характерны для условий повышенной аэрации [Анисимова и др., 2004]. На глубине 60- 62 см встречены ледово-морские виды Fragilariopsis cylindrus и F. oceanica, развивающиеся у кромки льдов в период их вскрытия [Полякова, 1997]. Их присутствие отражает наиболее холодноводные условия во время формирования осадков колонки. Осадки этой экозоны накапливались в обстановке солоноватоводно-морского мелководного, сильно опресненного водоема с незначительной гидрологической активностью и низкотемпературным режимом.

Экозона 3 (57- 35 см ) выделена на основании наблюдаемого количественного максимума в распределении панцирей диатомей (до 55 млн. в 1 г сухого осадка), отражающего наибольшую первичную биопродуктивность в исследуемом районе. В комплексе доминируют солоноватоводно-морские виды - до 95% с преобладающим бентосным видом Navicula digitoradiata (до 90% в отдельных интервалах). Суммарное содержание пресноводных видов снижается до 6-14%, но преобладают виды временных водных потоков, например, болотно-почвенный вид Hantzschia amphyoxis (до 5%), развивающийся на дне водоемов, на мхах, на влажной земле, в почве. Эти виды отражают значительное поступление пресных талых вод в лагуну. Период формирования экозоны 3 выделяется как время оптимальных гидробиологических условий для развития диатомовой флоры, относительно менее холодноводных летом, в типичном мелководном, сильно опресненном солоноватоводно-морском водоеме с незначительной гидрологической активностью.

Экозона 2 (35- 25 см ) характеризуется заметным сокращением общей численности диатомей (до 9 млн. створок/г). В диатомовых комплексах доминируют пресноводные (до 45%) и пресноводно-солоноватоводные (до 53%) бентосные виды с преобладанием эпифита Fragilaria pinnata (48%) и донного вида Nitzschia tryblionella var. ambigua (44%). Максимальное для всей колонки содержание пресноводных и пресноводно-солоноватоводных видов (около 95%), а также полное отсутствие морских видов свидетельствуют об опреснении лагуны и снижении уровня воды в ней во время формирования осадков этой экозоны.

Экозона 1 (25- 0 см ) представлена бентосной диатомовой ассоциацией с значительным количеством солоноватоводно-морских диатомей (до 63%), среди которых заметно преобладают Navicula digitoradiata (до 29%) и Diploneis diduma (до 22%). Наравне с высоким содержанием солоноватоводного бентического вида Nizschia sigma (до 19%), отмечено минимальное количество морских видов (до 7%) с преобладанием Trachyneis aspera (до 5%). Количество пресноводных видов снижается от 40 до 22% в самом верхнем слое осадков, где преобладают Caloneis bacillum. Наблюдается максимальное количество стенотермного вида-реофила Fragilaria arcus (4%), распространенного в холодных текучих водах умеренной зоны и Арктики, часто на камнях и растениях. Условия формирования этой экозоны близки к современным - холодноводные, солоноватоводно-морские, при относительно спокойном гидрологическом режиме.

Наблюдаемая изменчивость комплексов диатомей обусловлена прежде всего изменениями палеосолености лагуны. Неблагоприятные для вегетации или сохранения панцирей диатомовых водорослей условия сменились морскими, которые достаточно резко стали солоноватоводно-морскими, в отдельные этапы формирования осадков лагуна становилась пресноводной. В то же время резких изменений глубины лагуны не отмечено. По всему разрезу колонки доминируют исключительно бентосные донные виды и эпифиты, характерные для мелководных условий. Максимальное суммарное количество пресноводных видов, отмеченное во время формирования 2-й экозоны, может свидетельствовать об относительном снижении уровня моря.

Тенденция к опреснению лагуны впервые проявляется во время формирования осадков, датируемых около 10 000 л .н. Изменения солености воды мы связываем прежде всего с возникновением косы, вероятно, немногим позже 10 000 л .н., преграждающей поступление морских вод в лагуну. Значительное опреснение лагуны может быть связано с увеличением объема стока, вызванным изменением климатических условий во время формирования осадков экозоны 4 [Анисимов и др., 2002; Безродных и др., 1986]. Температурный и гидрологический режимы для развития диатомовой флоры были, вероятно, оптимальны 8000- 7000 л . н. (экозона 3). В осадках этого интервала выявлены богатые комплексы диатомей с резким количественным максимумом. Снижение количества и видового разнообразия диатомей во время формирования верхнего горизонта осадков лагуны (экозона 1) может быть связано с незначительным похолоданием, наступившим после 6500 л .н. Условия формирования осадков данной экозоны во многом подобны тем, что реконструированы для экозоны 4.

Геохимия отложений Северной лагуны. Из колонки Ж-04/05 было отобрано 14 проб. Методом IСР-МS (масс-спектрометрия с индуктивно связанной плазмой) в этих образцах определено содержание макро- и микроэлементов. Концентрации элементов нормированы относительно NASC [Gromet et al., 1984]. Низкие значения асимметрии и эксцесса позволяют считать, что распределение элементов удовлетворительно аппроксимируется нормальным законом.

По общей подвижности в криогенных условиях выделяются четыре группы химических элементов [Питулько, 1977], грубо совпадающих с группировкой компонентов по особенностям водной миграции: 1) активные мигранты (Са, Mg, Fе, Mn, Zn); 2) подвижные мигранты (Сu, Мо, Ni, Со, Сr, Ва, Ве); 3) слабоподвижные мигранты (K, Nа, Si, Al, Рb, Sn, Тi, V, Rb, Cs); 4) инертные мигранты (Р, ТR, Zn, Y, Gа, Sс). Анализ полученных результатов показывает, что породы нижней части разреза в целом, по сравнению с его средней и верхней частью, обогащены химическими элементами, относящимися к группе активных и подвижных мигрантов.

Изучение распределения отношений геохимических пар (активные, подвижные - к слабоподвижным и инертным), характеризующих интенсивность процессов выветривания, может дать представление о палеоклиматических условиях. Максимальные значения таких коэффициентов свидетельствуют о минимальной интенсивности процессов выветривания, т.е. о похолодании (рис. 4а). Повышенные значения коэффициентов на графиках соответствуют периодам относительного похолодания. В целом, породы нижней части разреза формировались в более холодных условиях.

Об условиях осадконакопления можно судить по распределению бария и стронция. Известно [Бурков, 1967], что при переходе от континентальных условий к морским происходит распад этой ассоциации. Коэффициент корреляции между Sr и Ва для изученного массива данных равен 0.36. Эти закономерности характерны для осадков, формирующихся в прибрежно-морской зоне, в условиях разбавления соленых вод пресными (дельты, солоноватоводные лагуны) или в условиях морского мелководья.

Резкое понижение барий-стронциевого отношения для ряда проб на фоне выноса бария и относительного накопления стронция свидетельствует о переменно-сульфатном (бессульфатном) режиме осадконакопления. Характерно изменение его в процессе образования осадков. Отчетливая ритмичность в образовании этих толщ связана, возможно, с колебаниями уровня моря.

Изменение окислительно-восстановительных условий и щелочности среды может характеризовать поведение в разрезе осадков коэффициента Мn/Fе (рис. 4б). В гипергенных условиях литогенеза Мn и Fе дифференцируются вследствие значительных различий в их окислительных потенциалах. Двухвалентное железо легко окисляется в щелочной и среднекислой среде, для окисления марганца требуется более высокий потенциал. В то время, как железо окисляется и выпадает в осадок, марганец остается в растворе и мигрирует до попадания в более кислую среду. Гидроокись железа выпадает при рН 5-6, гидроокись Мn - при рН 8-8.5. Окислы марганца неустойчивы вследствие восстанавливающего действия органического вещества. Поэтому в зоне гипергенеза Мn мигрирует в участки, где слишком мало органического вещества, где он может выпадать в осадок в виде окиси, карбоната или силиката в зависимости от рН и концентрации соответствующих анионов.

На графике отчетливо видны участки относительного накопления и дефицита марганца относительно железа, что позволяет судить об изменении окислительно-восстановительных условий и щелочности среды. Накопление марганца (максимальные значения отношения Мn/Fе) происходит в более щелочных условиях и при более высоком Еh. Это характерно для пород нижней части разреза. Косвенно это может свидетельствовать о том, что породы нижней части разреза формировались в континентальных условиях, так как концентрации железа при переходе от пресноводных условий к морским возрастают значительно быстрее, чем концентрации марганца.

Изучение макрокомпонентного состава поглощенного комплекса пород (рис. 5) также подтверждает, что породы нижней части колонки формировались в более пресноводных условиях. Для них отмечено преобладание щелочноземельных катионов в интервале глубин 100- 132 см . Геохимические особенности редкоземельных элементов (РЗЭ) служат индикатором окислительно-восстановительных геохимических процессов. Традиционно изучение их геохимии использовалось при петрогенетическом изучении магматических пород, однако, в последние годы активно изучаются закономерности их распределения в различных водных геохимических системах [Elderfield & Greaves, 1982; Elderfield, 1988; Johannesson et al., 1997]. Изучение поведения РЗЭ в различных типах поверхностных и грунтовых вод показало [Fee et al., 1992; Gosselin et al., 1992], что в общем случае поверхностные и подземные воды могут наследовать состав и особенности распределения РЗЭ от пород или других водных масс, с которыми они взаимодействуют.

Большой интерес представляет изучение влияния коллоидов гидроксида алюминия и железа в реках, эстуариях и морской воде на процессы фракционирования РЗЭ. РЗЭ трехвалентны, за исключением церия (обычно 4+) и европия (обычно 2+), поэтому поведение этих элементов в сравнении с другими РЗЭ обычно используется как индикатор редокс-условий. Геохимическое своеобразие европия состоит в том, что его валентность переменна: в условиях земной поверхности, при свободном доступе кислорода он, как и прочие РЗЭ, трехвалентен, но в прогретых глубинах Земли в отсутствие свободного кислорода он восстанавливается до двухвалентного состояния и становится более подвижным, переходя в циркулирующие по трещинам горных пород гидротермальные растворы значительно интенсивнее остальных РЗЭ. Однако европий может переходить в двухвалентное состояние не только в глубинах Земли, но и в условиях восстановительного диагенеза осадков, накапливаясь в формирующихся там новообразованиях.

При изучении геохимии РЗЭ обычно используются нормированные на NASC содержания, для того чтобы устранить влияние различной распространенности химических элементов (четные более распространены, чем нечетные). Изучаются также величины цериевой и европиевой аномалии, выраженные как Се_an = 3Се_n/(2Lа_n + Nd_n) [Elderfield, 1988]; и Eu_an = 2Eu_n/(Sm_n + Gd_n), и отношения содержаний тяжелых и легких РЗЭ.

Редкоземельные элементы в осадках тесно связаны с фосфором. Исключение составляет церий, который накапливается в оксигидроксидных аутогенных отложениях Fе-Мn. Механизм накопления РЗЭ(III) можно объяснить сорбцией/соосаждением РЗЭ на оксигидроксидах железа. Характерной чертой составов РЗЭ гидрогенных оксигидроксидов железа и марганца является положительная цериевая аномалия, возникающая в результате окисления церия в поверхностных водах. Величина аномалии церия прямо зависит от накопления церия и уменьшается с возрастанием содержаний трехвалентных лантаноидов. Вариации величины аномалии церия в оксигидроксидных аутигенных отложениях Fе-Мn могут быть связаны как с накоплением церия, так и с примесью материала с отрицательной аномалией церия. Изменчивость состава РЗЭ в оксигидроксидных Fе-Мn образованиях в пределах района со сходными условиями осадконакопления может зависеть от состава РЗЭ других минеральных фаз.

Взвесь, представленная гидроксофосфатами железа и железа-кальция, известна в речных и озерных водах. По косвенным данным, сорбированный фосфат-ион на поверхности оксигидроксидов железа может способствовать накоплению значительных количеств РЗЭ подобно костному детриту. Гидроксофосфаты железа участвуют в постседиментационных процессах, их присутствие приводит к снижению величины аномалии.

В табл. 2 приведены парные коэффициенты корреляции между ΣРЗЭ и другими элементами в составе изучаемых четвертичных отложений. Высокие коэффициенты корреляции между ΣРЗЭ, сидерофилами и фосфором свидетельствуют о том, что в породах РЗЭ накапливаются за счет сорбции оксигидроксидными соединениями железа с участием фосфатной фазы и за счет изоморфизма РЗЭ с катионами породообразующих минералов.

Распределение РЗЭ в четвертичных образованиях характеризуется заметным обогащением легкими РЗЭ, отрицательной цериевой и положительной европиевой аномалией. Изменение величины европиевой аномалии и степени фракционирования РЗЭ показаны на рис. 4б.

Высокая степень фракционирования РЗЭ свидетельствует о том, что главным источником РЗЭ была коллоидная взвесь, поступавшая с континентальным стоком (обогащение легкими РЗЭ характерно для речной воды). Породы нижней части разреза (100- 132 см ) характеризуются максимальным обогащением легкими РЗЭ, соответственно диагенез осадков происходил в континентальных условиях.

Положительная европиевая аномалия свидетельствует об окислительных условиях среды осадконакопления, т.е. о хорошей аэрации палеобассейна в процессе диагенеза осадков. Породы нижней части разреза характеризуются максимальным ее значением, соответственно, диагенез осадков происходил при максимальном насыщении вод палеобассейна кислородом (условия мелководья).

Таким образом, анализ геохимических особенностей изучаемых отложений позволяет заключить следующее:

- разрез лагунных отложений расчленяется на две толщи, верхнюю (0- 90 см ) и нижнюю (90- 132 см ), различающиеся по условиям образования (палеоклиматический, палеогидрохимический режим). Образование пород нижней толщи происходило при низких температурах в континентальных условиях;

- при образовании пород нижней толщи аэрация палеобассейна была наилучшей, среда осадконакопления характеризовалась более щелочными условиями и более высоким окислительно-восстановительным потенциалом, чем при образовании пород верхней толщи;

- диагенез осадков происходил в прибрежно-морской зоне, в условиях разбавления соленых вод пресными (солоноватоводные лагуны) или в условиях морского мелководья.

- режим осадконакопления переменно-сульфатный (бессульфатный). Характерно изменение его в процессе образования осадков.

Обсуждение результатов. Полученная совокупность данных позволяет реконструировать историю формирования лагунных отложений северной лагуны о. Жохова в голоцене. Изменениям экологической ситуации, установленным по диатомовым водорослям, соответствуют аналогичные изменения, полученные по геохимическим показателям.

Результаты диатомового и геохимического анализов дают основания утверждать, что до 11 000 л . н. отложения формировались при низких температурах в континентальных условиях. Исследуемый керн отбирался со дна лагуны на глубине 6.4 м , длина керна - 1.32 м . Датировка 10950 ± 60 получена на уровне 1.0 метра ниже поверхности дна, превышение уровня воды в лагуне над уровнем моря в момент отбора керна составляет 0.2 метра . Таким образом, отложения с возрастом 10950 ± 60 л . н. залегают на уровне -7.2 метра . С учетом изменений современного уровня моря за счет приливов и отливов глубина залегания уровня смены континентальных осадков прибрежно-морскими составляет 7- 7.5 метра . Следовательно, до 11 000 л . н. исследуемая территория развивалась в континентальных условиях, а уровень моря был ниже современного более чем на 7.5 метров .

Смена условий осадконакопления выражена в изменении литодогического состава отложений. Отложения, формировавшиеся ранее 11 000 л .н., сложены более грубым материалом с большим количеством заиленной мелкой дресвы. В ходе трансгрессии около 11 000 л . н. исследуемая территория была затоплена морем (рис. 6). Практически сразу после этого времени в отложениях появляются морские диатомовые водоросли (рис. 3, экозона 5). Затапливаемая территория не была еще тогда отделена от моря косами, поэтому на этот период приходится максимальное количество морских диатомей. Процесс формирования кос, отделяющих лагуну от моря, происходил быстро, и обособление лагуны завершилось к 10 000 л .н.

Вслед за окончательным отделением лагуны от моря, в зависимости от интенсивности стока или изменений уровня моря, количество пресноводных диатомей увеличивалось или уменьшалось. Благоприятные условия для развития группировок пресноводных диатомовых могли возникать в результате проявления двух управляющих факторов, действующих одновременно или самостоятельно. Первый из них - изменения уровня моря, регулирующие возможность проникновения морской воды в замкнутый бассейн лагуны через протоку или через тело косы. Вторым фактором является изменение объема стока пресной воды в лагуну. Соотношение этих факторов определяло соленость вод в лагуне.

К 9000 л .н. происходит постепенное опреснение лагуны, сопровождаемое похолоданием. Сочетание этих двух факторов говорит о понижении уровня моря. Единственным источником поступления пресной воды в лагуну являются талые воды. Опреснение и похолодание подтверждаются как диатомовыми комплексами, так и геохимическими показателями. Наиболее холодный период первой половины голоцена выделяется около 8500 л .н. Вероятно, в это время лед на лагуне не успевал растаять за летний период. Продуктивность диатомовых водорослей в интервале 8200- 8000 л .н. заметно снижается (рис. 3).

На рубеже 8000 л .н. происходит резкое изменение в условиях формирования лагунных отложений. Улучшение климатических условий привело как к значительному увеличению биопродуктивности диатомовых водорослей, так и к увеличению влияния моря. Количество морских и солоноватоводно-морских диатомовых возрастает (рис. 3, экозона 3), число пресноводных водорослей в это время значительно снижается, а в видовом отношении в группе пресноводных отмечены виды временных водотоков. Вероятно, в это время поступление пресной воды было недостаточным для существенного распреснения лагуны. По гидрохимическим показателям наиболее солоноватоводные условия приходятся на возраст 7800 л .н. Заканчивается этот этап около 7400 л . н. резким снижением количества диатомовых водорослей и сменой морских и солоноватоводно-морских видов пресноводными и пресноводно-солоноватоводными видами.

Повышение уровня моря около 7800 л .н. не могло не привести к сокращению территории о-ва Жохова, а затем и к полной потере сухопутного соединения с окраиной континента. Очевидно, именно с этими изменениями природной обстановки связано прекращение посещений этих мест группами охотников каменного века, сезонный лагерь которых был расположен в юго-западной части нынешнего о. Жохова [Питулько, 1997].

Изменения, произошедшие после 7400 л .н., свидетельствуют о том, что уровень моря начал снижаться. Около 7000 л .н. морская вода полностью прекратила поступать в лагуну, а уровень воды в ней снизился, но к 6500 л .н. в лагуну опять проникли морские воды. Начиная с этого времени, в спектре преобладают солоноватоводно-морские диатомеи. От 5000 л .н. по данным геохимического и диатомового анализов фиксируется незначительное похолодание и уменьшение влияния моря на формирование отложений северной лагуны о. Жохова.

Выше было выдвинуто предположение о том, что верхний слой осадков северной лагуны (моложе 5000 л .н.), отсутствующий в рассматриваемых кернах, мог быть смыт трансгрессиями второй половины голоцена, отмеченными на Новосибирских о-ах [Анисимов и др., 2002], когда высота подъема уровня моря относительно современного составляла 6-8 и 4- 6 м соответственно 4900-4000 и 1200 л .н. Следы первой из них изучались на берегах моря Лаптевых [Селиванов, 1995], Восточно-Сибирского [Дегтяренко и др., 1982; Селиванов, 1995; Каплин и Селиванов, 1999] и Чукотского морей [Каплин и Селиванов, 1999]. Непосредственно на о. Жохова ей соответствует ¹⁴С датировка плавника из верхней части разреза отложений лайды с высоты + 8 м над современным уровнем моря 4970+130 (ЛЕ-5851). Подъем уровня моря около 1200 л .н. на 4- 6 метров документирован серией ¹⁴С датировок морских террас Новосибирских о-ов: о. Столбовой - 1255 ± 21 л . н. (ЛЕ-5850), о. Котельный - 1225 ± 90 л . н. (ЛЕ-6378) [Анисимов и др., 2002].

Уровень Восточно-Сибирского моря не поднимался так высоко на ранних этапах развития трансгрессии в первой половине голоцена, а растущая коса изолировала лагуну от моря, защищая донные осадки от разрушительного воздействия прибрежных течений. Можно предположить, что рост косы компенсировал медленно развивающуюся морскую трансгрессию, благодаря чему в лагуне сохранялись нормальные условия формирования отложений.

Комплекс полученных результатов, на наш взгляд, имеет хорошие перспективы для сопоставления с записью из наземных природных архивов Новосибирского архипелага и прежде всего о. Жохова. Как представляется, на их основании могут быть существенно уточнены предложенные в последнее время палеогеографические реконструкции региона Новосибирских островов [Дегтяренко и др., 1982; Гаврилов и др., 2006; Bauch et al., 2001]. Будучи расположен ближе всего к склону континентального шельфа, с которым сопоставляется граница поверхности, экспонированной в Сартанском криохроне вследствие глубокой регрессии Полярного бассейна, район исследований предоставляет уникальные данные, позволяющие оценить ранние этапы развития послеледниковых изменений уровня моря в северной области Лаптевско-Восточносибирской зоны Арктического шельфа Евразии. Так, впервые достоверно установлено, что формирование прибрежно-морских форм рельефа на о. Жохова начинается около 11 000 л .н. Вероятнее всего, к этому моменту территория острова оказалась участком береговой линии, тогда как обособление ее в качестве островной совершилось позже.

Можно предполагать, что темп трансгрессии на начальном этапе был весьма значителен. Об этом можно судить на основании радиоуглеродной датировки бивня мамонта 12 590 ± 60 л .н. (ЛУ-2096), известной с территории о. Беннетта в 130 км к северо-западу от о. Жохова [Веркулич и др., 1989]. Несмотря на преобладание на этом участке шельфа значительных глубин (более 20 м ), эта территория оказалась захвачена морем в относительно короткий срок (около 2000 лет).

Дальнейшее продвижение трансгрессии происходило заметно медленнее и прерывалось кратковременными отступлениями. В этом отношении весьма интересна регрессивная фаза около 9000 л .н., регистрируемая по колонке лагунных отложений о. Жохова.

На основании датировки плечевой кости лошади с о-ва Вилькицкого, расположенного в 45 км к юго-западу от о. Жохова, можно предполагать, что он сохранял соединение с материком еще 7900 ± 40 л .н. (Beta-191338). Замедление темпа трансгрессии, на наш взгляд, связано с тем, что происходило не затопление территории как таковое, а постепенный захват ее морем в результате термической и абразионной переработки многолетнемерзлых пород по сценарию, близкому предложенному А.В. Гавриловым с соавторами [2006] для шельфа моря Лаптевых.

Благодарности. Авторы благодарят научного сотрудника кафедры Бурового оборудования Санкт-Петербургского Горного университета В.М. Зубкова за участие в разработке и создании бурового оборудования, с помощью которого удалось получить публикуемые результаты, а также механика экспедиции “Высокоширотная Арктика: Природа и Человек” (проект “Жохов- 2000” ) С.А. Лабинского, внесшего большой личный вклад в успехи экспедиции в целом и в программу исследования Северной лагуны о-ва Жохова в частности. Авторы считают необходимым поблагодарить также В.Е. Тумского, на протяжении ряда лет принимавшего активное участие в сборе полевых материалов. Нельзя не отметить, что вся эта работа была бы не выполнима без щедрой поддержки одного из благотворительных научных фондов (Нью-Йорк, США). Авторы благодарят также агентство “ВИКААР”, Санкт-Петербург и лично Е.П. Савченко за логистическое сопровождение работ проекта “Жохов- 2000” .

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Анисимов М.А., Тумской В.Е., Саватюгин Л.М. К вопросу об изменениях природных условий Новосибирских островов в позднем плейстоцене и голоцене // Изв. РГО, 2002. Т. 134. Вып. 5. С. 32-37.

2. Анисимова О.В., Романова О.Л., Танченко Е.М. Атлас водорослей водоемов Звенигородской биологической станции им. С.Н. Скадовского. М.: Изд-во МГУ, 2004. 132с.

3. Безродных Ю.П., Векслер В.С., Саавитов А.С., Стеле В.Я. Корреляция по С¹⁴ палеогеографических событий позднего плейстоцена и голоцена отдельных районов Арктики // Изотопно-геохимические исследования в Прибалтике и Белоруссии. Таллин: ИГ АН Эст. ССР, 1986. С. 5-12.

4. Бурков Ю.К. Изучение условий формирования осадочных толщ методами статистической обработки геохимических данных // Труды ВСЕГЕИ. Нов. серия, 1967. .Т. 158. Л . С. 346-355.

5. Вагнер Г.А. Научные методы датирования в геологии, археологии и истории. М.: Техносфера, 2006. 575 с.

6. Вейнбергс И.Г. Древние морские берега СССР (особенности распространения, генезис и степень изменения): Автореф. дис... д-ра геогр. наук. М.: МГУ, 1991. 49 с.

7. Веркулич С.Р., Макеев В.М., Арсланов Х.А., Пономарева Д.П. Строение и геохронология четвертичных отложений о. Беннетта // Геохронология четвертичного периода. ТД ВС. Москва. 14-16.Х1.89. Таллинн, 1989. С. 16-17.

8. Гаврилов А.В., Романовский Н.Н., Хуббертен Х.-В. Палеогеографический сценарий послеледниковой трансгрессии на шельфе моря Лаптевых // Криосфера Земли, 2006. Т. X. № 1. С. 39-50.

9. Дегтяренко Ю.П., Пуминов А.П., Благовещенский М.Г. Береговые линии восточно-арктических морей // Колебания уровня морей и океанов за 15 000 лет. М: Наука, 1982. С. 179-185.

10. Жузе А.П., Мухина В.В., Козлова О.Г. Диатомеи и силикофлягелляты в поверхностном слое донных осадков Тихого океана // Микрофлора и микрофауна в современных осадках Тихого океана. М.: Наука, 1969. С. 7-47.

11. Каплин П.А., Селиванов А.О. Изменения уровня морей России и развитие берегов: прошлое, настоящее, будущее. М.: Геос, 1999. 298 с.

12. Питулько В.В. Жоховская стоянка. СПб.: Изд-во Дм. Буланин, 1997.186 с.

13. Питулько В.В. Вторичные ореолы рассеяния в криолитозоне. Л.: Недра, 1977. 197 с.

14. Полякова Е.И. Арктические моря Евразии в позднем кайнозое. М.: Научный мир, 1997. 145 с.

15. Селиванов А.О. Колебания уровней морей Северной и Восточной Евразии и фазы изменения климата в голоцене // Корреляция палеогеографических событий: материк - шельф - океан. М.: Изд-во МГУ, 1995. С. 85-93.

16. Bauch H.F., Muller-Lupp T., Taldenkova E., Spielhagen R.F., Kassens H., Grootes P.M., Thiede J., Heinmeir J., Petryasov V.V. Chronology of the Holocene transgression at the Northern Siberia margin // Global and Planet Change, 2001. V. 31. P. 125-139.

17. Elderfield H., Greaves, M.J. The rare earth elements in seawater // Nature. 1982. V. 296. P. 214-219.

18. Elderfield H. The oceanic chemistry of the rare-earth elements // Phil. Transactions R. Soc. London A. 1988. V. 325. P. 105-126.

19. Fee J.A., Gaudette H.E., Lyons W.B., Long D.T. Rare earth element distribution in the Lake Tyrrell groundwaters, Victoria , Australia // Ghem. Geol. 1992 V. 96. P. 67–93.

20. Gosselin D.G., Smith M.R., Lepel E.A., Laul J.C. Rare earth elements in chloride-rich groundwater, Palo Duro Basin, Texas, USA // Geochim. Cosmochim. Acta. 1992. V. 56. P. 1495-1505.

21. Gromet L.P., Dymek R.F., Haskin LA. , Korotev R.L. The “North American shale composite”: Its compilation, major and trace element characteristics // Geochim. Cosmochim. Acta, 1984. V. 48 (12). P. 2469-2482.

22. Holmes M.L., Creager J.S. Holocene history of the Laptev Sea Continental Shelf // Marine geology and oceanography of the Arctic Seas . Berlin , New York : Springer-Verlag. 1974. P. 211-229.

23. Johannesson K.H., Stetzenbach K.J., Hodge V.F. Rare earth elements as geochemical tracers of regional groundwater mixing. // Geochim. Cosmochim. Acta, 1997. V. 61. No. 17. P. 3605-3618.

Lagoon Sediments of Jokhov Island : Age, Conditions of Formation and Meanings for Paleogeographical Reconstructions of the Region of Novosibirsk Islands

M.A. Anisimov, V.V. Ivanova, Z.V. Pushina, V.V. Pitul’ko

Arctic and Antarctic Scientifi c Institute

New data of the sea level changes in the region of Jokhov ( East-Siberian Sea ) in Holocene are presented in the article. Results, received by different analytic methods, show their good correlation and permits to make substantiated paleogeographical conclusions. For the region of Jokhov Iceland in Holocene four transgressive-regressive phases are fi xed. Maximums of two of them are not exceed the modern level of the sea (10 and 8-7.5 thous. years ago), another two (4.9-4 and 1.2. thous. years ago) exceed it.