История моря Лаптевых: большое затопление и его микроскопические свидетели

Татьяна Клювиткина, Елена Полякова
«Природа» №7, 2021

Во время максимума последнего оледенения на месте современного моря Лаптевых была суша, а берег отступил на сотни километров к северу. С началом потепления уровень моря стал стремительно повышаться, затапливая прибрежную равнину. К настоящему времени ход голоценовой трансгрессии уже поэтапно реконструирован. Нам известно, когда началось затопление, как и с какой скоростью наступало море, где скапливалась основная масса осадков и когда трансгрессия прекратилась. Но что происходило в то время в толще воды? Какие водные массы господствовали на шельфе, как смещались к югу речные устья, каковы были температура и соленость поверхностных вод? Попадала ли сюда, как сегодня, вода из Северной Атлантики? Обо всем этом нам могут рассказать микроскопические планктонные организмы, жившие в то время и сохранившиеся в донных осадках шельфа. По результатам изучения комплексов микроводорослей в четырех грунтовых колонках, полученных с шельфа и континентального склона, реконструирована история моря Лаптевых за последние 17.5 тыс. лет.

Об авторах

Татьяна Сергеевна Клювиткина — кандидат географических наук, старший научный сотрудник лаборатории новейших отложений и палеогеографии плейстоцена географического факультета Московского государственного университета имени М.В.Ломоносова, редактор отдела наук о Земле журнала «Природа». Область научных интересов — микропалеонтология, палеогеография арктических морей.

Елена Ивановна Полякова — доктор географических наук, ведущий научный сотрудник той же лаборатории. Специалист в области палеоокеанологии, палеогеографии Арктики, микропалеонтологии. Занимается биостратиграфическими и палеоэкологическими исследованиями в высоких широтах.

Море Лаптевых — далекая, суровая и холодная акватория, центральное море в Российском секторе Арктики. В прошлой статье¹ мы рассказали об истории изучения этого удивительного моря, о его месте и роли в общей циркуляции и образовании льдов в океане, а также о том, как в работе палеогеографов могут использоваться различные водные микроорганизмы. Продолжим наш рассказ и теперь остановимся на истории формирования природы Лаптевоморского региона и на реконструкции событий, которые случались в ходе его многотысячелетнего развития.

Современная история моря Лаптевых началась по геологическим меркам недавно. Во время максимума последнего оледенения, примерно 20–18 тыс. лет назад, уровень моря упал до отметок –120 м. Лаптевоморский шельф, глубина которого сегодня не превышает 50–60 м, в то время полностью освободился от воды. Берег отступил на сотни километров и находился севернее Новосибирских о-вов. Иными словами, моря в нашем сегодняшнем понимании не существовало вовсе. Но и покровных ледников здесь не было: евразийское оледенение не распространялось дальше восточной части Карского моря [1]. Считается, что в то время над всей Центральной Арктикой господствовал устойчивый антициклон, было очень холодно и сухо. Такие климатические условия называют криоаридными. На осушенном шельфе и на прибрежных низменностях современной Якутии раскинулись своеобразные ландшафты холодных степей, скованные вечной мерзлотой. Здесь сформировались толщи многолетнемерзлых пород мощностью до 300–400 м [2–5]. По бывшему морскому дну текли реки — те же, что и в наше время: Лена, Яна, Хатанга, Анабар, Оленёк. Только в океан они впадали намного дальше к северу, чем сегодня. Эти реки выработали на шельфе мощные глубокие долины, которые теперь погребены под слоем донных осадков, но хорошо просматриваются на современных сейсмоакустических профилях.

Вскоре ситуация изменилась. Началось потепление, это привело к таянию ледников, и уровень Мирового океана стал повышаться. Воды моря Лаптевых стремительно наступали, затапливая прибрежную равнину. Скорости подъема уровня моря, особенно на начальном этапе трансгрессии, были очень высокими и достигали 1 см/год.

Трансгрессия приводила к катастрофически быстрому разрушению берегов, сложенных многолетнемерзлыми породами (содержание льда в них достигало 80–90%). Шел процесс так называемой термоабразии, он сопровождался образованием большого количества осадков, которые смывались в море и откладывались на шельфе. При этом в речных долинах продолжалась аккумуляция речной взвеси. Общая скорость накопления осадков в то время достигала 1 мм/год (это в десятки и даже сотни раз выше, чем в открытых морских акваториях).

Неудивительно, что именно подводные речные палеодолины привлекли особое внимание геологов и палеогеографов, изучающих историю развития моря Лаптевых в рамках российско-германских проектов. Многочисленные скважины и колонки, пробуренные здесь, хранят в себе самую полную и подробную информацию о последовательности накопления донных осадков. По ним получено множество радиоуглеродных датировок, выполнены литолого-минералогические, биостратиграфические, микропалеонтологические, палеомагнитные, геохимические и другие анализы и сделаны важнейшие выводы о четвертичной геологии и палеогеографии Лаптевоморского региона [6 и др.].

Особенно детально изучены осадки последних 10 тыс. лет, т. е. голоцена. Отложения этого времени залегают у поверхности дна, а значит, наиболее доступны для сплошного грунтового отбора. Их мощность изменяется в пределах от 0 до 15 м.

Схематическая карта Лаптевоморского региона во время максимума последнего оледенения (20–18 тыс. лет назад). Синим пунктиром показаны предполагаемые палеодолины рек, черным — современная береговая линия.

На сегодняшний день ход голоценовой трансгрессии уже реконструирован — восстановлены основные этапы смещения к югу береговой линии и изменения условий осадконакопления на шельфе [7]. Известно, что современные изобаты 50, 43 и 31 м затапливались 11.1, 9.8 и 8.9 тыс. лет назад² соответственно. В промежутках между этими временными отметками скорости подъема уровня моря оцениваются в 5.4, 13.3 и 7.9 мм/год. На внешнем шельфе скорость накопления осадков снизилась около 9 тыс. лет назад, а на внутреннем — примерно 6 тыс. лет назад. Предполагается, что уровень моря достиг современного положения примерно 5 тыс. лет назад. С того времени в колонках донных осадков моря Лаптевых устанавливаются относительно стабильные скорости осадконакопления и характерные для современных осадков минералогические комплексы. Считается, что со второй половины голоцена уровень моря здесь оставался постоянным, а если и превышал современный, то не более чем на 1–3 м [7].

Таким образом, нам известно, когда началась трансгрессия, как и с какой скоростью наступало море, где скапливалась основная масса осадков и когда затопление суши прекратилось. Но что происходило в то время в толще воды? Какие водные массы господствовали на шельфе, как смещались к югу речные устья, каковы были температура и соленость поверхностных вод? Попадала ли на шельф, как сегодня, вода из Северной Атлантики? И если да, то когда североатлантические воды смогли впервые после таяния ледников достичь моря Лаптевых? Ответить на эти вопросы нам поможет изучение комплексов микроводорослей в четырех колонках донных осадков, полученных с шельфа и континентального склона. Мы уже знаем, что количество этих микроорганизмов, состав их ассоциаций, а также значимые соотношения различных характеристик (АНи CD-критериев) в современных донных осадках зависят от параметров сегодняшней морской среды³. Поэтому по смене комплексов в разрезе колонок мы сможем проследить за изменениями природных условий на этапе перехода от ледникового периода к межледниковью.

Современный термоабразионный берег моря Лаптевых. Так могли выглядеть берега наступающего моря в начале голоцена. Фото И.А.Якшиной (www.ustlensky.ru)

Немецкое научно-исследовательское судно «Поларштерн» («Polarstern»), ледокол Института полярных и морских исследований имени Альфреда Вегенера (Alfred-Wegener-Institut für Polarund Meeresforschung, AWI). С его борта получены изученные нами лаптевоморские колонки. Фото М.Хоппмана (www.awi.de)

В прошлой статье мы рассказывали о двух группах микроводорослей, представители которых доминируют в планктоне арктических морей и в поверхностных донных осадках на лаптевоморском шельфе — это главным образом водные палиноморфы (динофлагелляты) и диатомовые водоросли. В грунтовых колонках самой представительной и разнообразной оказалась группа водных палиноморф. Диатомовые водоросли тоже присутствуют в осадках, однако не повсеместно: они встречены только в колонках из центральной и прибрежной частей моря. В глубоководных районах (например, на континентальном склоне) из-за дефицита кремния панцири диатомей успевают раствориться до того, как достигают дна. Тем не менее данные, полученные при изучении обеих групп микроводорослей, прекрасно дополняют друг друга.

Исходя из особенностей геолого-геоморфологического строения и современных ледово-гидрологических условий, море Лаптевых было условно разделено на западную и восточную части, включающие в себя внутренний и внешний шельфы, а также континентальный склон. Каждая из этих областей представлена своей колонкой. Все они отобраны в российско-германских экспедициях TRANSDRIFT на научно-исследовательском судне «Поларштерн» с глубин моря от 32 до 270 м (табл.). Для их подъема со дна использовались специальные коробчатые пробоотборники.

Карта моря Лаптевых с местоположением исследованных колонок донных осадков. Цифрами обозначены палеодолины рек: 1 — Яна, 2 — Восточная Лена, 3 — Западная Лена, 4 — Оленёк, 5 — Анабар, 6 — Хатанга.

Осадки всех лаптевоморских колонок представляют собой в основном однородную серую и темно-серую, иногда черную глину с редкими прослоями и линзами черно-серого песка, биотурбированную. Встречаются пятна органического вещества, а иногда — обломки и целые створки раковин двустворчатых моллюсков. Преобладание глинистых и илистых осадков связано с господством здесь большую часть года малоподвижных паковых льдов, которые служат экраном для воздействия на дно гидродинамических факторов, прежде всего волновых. Лишь в средней и прибрежной частях шельфа, где летом распространен сезонный дрейфующий лед, встречается относительно крупнозернистый материал ледового разноса.

Возраст осадков колонок определен методом ускорительной масс-спектрометрии (AMS¹⁴С) по раковинам двустворчатых моллюсков в Кильском университете (Германия). Всего мы использовали 33 датировки. Радиоуглеродный возраст был переведен в календарный с учетом поправки на региональный резервуарный эффект с помощью программы CALIB 4.3 [7].

Из каждой колонки мы отобрали образцы с интервалом 5–10 см и высушили их в лиофильной сушилке. Это щадящий способ, при котором препарат сначала замораживается, а потом помещается в вакуумную камеру, где происходит сублимация.

Техническая обработка образцов для выделения из них диатомей и водных палиноморф проводилась по общепринятой методике. Для диатомового анализа образцы подвергались термообработке в перекиси водорода, препараты были изготовлены по методике Р. Баттарби. Водные палиноморфы выделялись путем удаления из осадка минеральных частиц с помощью соляной и фтористоводородной кислот. Для определения концентраций органических микроводорослей в осадок добавлялись споры плаунов Lycopodium clavatum.

Комплексы водных палиноморф, выявленные в осадках изученных колонок, включают в себя цисты динофлагеллят, зеленые водоросли, акритархи и органические остатки скелетов фораминифер.

Среди диатомей встречаются планктонные морские, ледово-морские, солоноватоводные и пресноводные виды. Ассоциации всех этих микроскопических обитателей водной толщи сменяют друг друга по глубине колонок, закономерно отражая изменения условий их существования. Попробуем с помощью полученных данных воссоздать историю развития морских палеообстановок на фоне голоценового подъема уровня моря и затопления шельфа.

Запад: Оленёк, Анабар и Хатанга

Шельф на западе моря Лаптевых имеет меньшую площадь, чем на востоке. Зона увеличения глубин (континентальный склон) начинается здесь немногим севернее побережья п-ова Таймыр. В этой части моря находятся устья рек Хатанги, Анабара и Оленёка. В наши дни Анабар и Хатанга впадают в море Лаптевых на расстоянии около 200 км друг от друга, но в позднем плейстоцене, вероятно, Анабар был притоком Хатанги. Их общая палеодолина протягивается вдоль всего восточного побережья Таймыра.

История развития западной части моря Лаптевых представлена двумя колонками: PS51/154-11 и PS51/159-10.

Колонка PS51/154-11 (77°16′ с.ш., 120°37′ в.д., длина 708 см) получена из верхней части континентального склона в палеодолине р. Оленёк с глубины 270 м. Это самая длинная на сегодняшний день датированная запись палеогеографических событий в море Лаптевых, охватывающая целиком весь период позднеи послеледниковья, а также голоцен. Максимальный радиоуглеродный возраст осадков — 13.6 ¹⁴С тыс. лет, калиброванный — 15.4 тыс. лет. Экстраполированный возраст осадков нижней части колонки составляет 17.5 тыс. лет [7].

Интересно, что осадки колонки, представляющие собой, как и везде в море Лаптевых, однородную темно-серую глину, в нижней, самой древней части (от основания до 574 см) обогащены мелким растительным детритом, вивианитом и слюдой. Это свидетельствует о близости древней береговой линии к современному континентальному склону во время накопления осадков и об активном поступлении терригенного материала [7]. В самых нижних слоях керна в большом количестве присутствуют крупные конкреции вивианита и родохрозита, что может указывать на бескислородные условия при строгой стратификации водной толщи [8, 9].

В составе ассоциаций водных палиноморф здесь, так же как и во всех остальных лаптевоморских колонках, преобладают цисты динофлагеллят и зеленые водоросли. Суммарные концентрации зеленых водорослей (Pediastrum kawraiskii, P. boryanum и Botryococcus cf. braunii) постепенно возрастают вверх по разрезу, а затем, с глубины 70 см (последние 5 тыс. лет), резко сокращаются. Однако значения CD-критерия (соотношения пресноводных и морских палиноморф) — индикатора речного стока — невысоки и изменяются в пределах от 1 до 2.5. Такие величины характерны сегодня для самых северных районов моря Лаптевых. В целом вверх по разрезу CD-критерий снижается, что, вероятно, объясняется сокращением поступления пресных вод на континентальный склон в результате миграции к югу устья р. Оленёк. Некоторое увеличение установлено лишь на глубине около 340 см (примерно 13 тыс. лет назад).

Цисты динофлагеллят в осадках этой колонки представлены 11 видами и видовыми группами, и распределены они по разрезу неравномерно. От основания до глубины 340 см присутствуют только цисты гетеротрофных холодноводных эвригалинных видов, доминируют Islandinium minutum (до 60–80%) и Echinidinium karaense (до 50%), характерные для современных ассоциаций диноцист внутреннего шельфа моря Лаптевых. Эти темно-коричневые, покрытые острыми иголками и похожие на ежей цисты часто встречаются в осадках самых суровых арктических акваторий. По всей видимости, их планктонные формы прекрасно чувствуют себя в северных морях, их не пугают ни холод, ни круглогодичный ледовый покров, ни опреснение прибрежных вод. Такой бедный видовой состав диноцист в нижней части колонки PS51/154-11 указывает на существование ледовитого и холодноводного морского бассейна 17.5–13.0 тыс. лет назад [10].

Концентрации основных групп микроводорослей, относительное содержание индикаторных видов цист динофлагеллят и значения основных критериев в осадках колонок PS51/154-11 (континентальный склон, глубина моря 270 м) и PS51/159-10 (подводная долина р.Хатанги, глубина моря 60 м) из западной части моря Лаптевых.

Выше по разрезу, на глубинах 340–150 см (примерно 13.0–11.2 тыс. лет назад), встречается автотрофный вид Operculodinium centrocarpum (до 10%), свидетельствующий о поступлении на континентальный склон атлантических вод. При этом доля I. minutum последовательно снижается почти в два раза, а содержание группы видов Brigantedinium, напротив, возрастает, что говорит о быстром увеличении глубины моря. Подтверждением этого служит и появление на глубине 210 см вида Nematosphaeropsis labyrinthus (8%), который обычно живет в открытых районах океанов умеренной и субполярной областей Северного полушария [11], а также в Северном Ледовитом океане на глубинах более 1000 м [12]. Значения AH-критерия⁴ в этом интервале не превышают 0.25.

Выше 150 см (от 11.2 тыс. лет назад до современности) состав ассоциаций диноцист кардинально меняется. Резко возрастает численность и процентное содержание видов-индикаторов атлантических и беринговоморских вод. Доминирует O. centrocarpum (до 40–50%), появляется множество цист Pentapharsodinium dalei (до 35%). В отдельных образцах присутствуют N.labyrinthus (до 8%) и Spiniferites elongatus (до 10%). Значения AH-критерия резко возрастают и достигают максимальных величин (2.3), что в 4–5 раз превышает современные. Все это говорит о явном усилении притока атлантических вод в Северный Ледовитый океан.

Колонка PS51/159-10 (76°46′с.ш., 116°02′в.д., длина 447 см) отобрана с внешнего шельфа западной части моря Лаптевых с глубины 60 м из общей подводной долины рек Анабара и Хатанги. Максимальный возраст осадков составляет 12.3 тыс. лет. Концентрации диноцист в этой колонке в целом возрастают вверх по разрезу от нескольких штук на грамм осадка в нижней части (от основания до 360 см) до >2000 цист/г в ее средней и верхней частях, что вполне ожидаемо, так как по мере наступания моря место отбора колонки постепенно оказывалось все дальше и дальше от берега.

Цисты динофлагеллят Islandinium minutum из колонок, полученных в западной части моря Лаптевых: 1–3 —PS51/159-10, глубина 337 см; 4–6 — PS51/154-11, глубина 45 см. Здесь и далее фото Т.С.Клювиткиной

В осадках выделено три основных типа ассоциаций водных палиноморф, последовательно сменяющих друг друга снизу вверх по разрезу. В самой нижней части, на глубине более 360 см (12.3–11.2 тыс. лет назад), максимальных значений при относительно малых концентрациях палиноморф достигает CD-критерий. Он возрастает до 13.3, что свидетельствует об интенсивном влиянии стока рек Анабара и Хатанги. В условиях значительного опреснения в ассоциациях диноцист в то время доминировали гетеротрофные I. minutum (40–100%) и E.karaense (до 70%), способные выживать даже в речных эстуариях. Максимального содержания (до 30%) в нижней части колонки достигают также цисты Polykrikos sp., относящиеся к так называемой арктической разновидности. Этот холодноводный вид, в отличие от своих собратьев P. cofoidii и P. schwartzii, встречающихся практически во всех морях обоих полушарий [13], обнаружен пока только в Арктике, и, вероятно, его можно считать эндемиком Северного Ледовитого океана [11, 12]. Его сложно спутать с другими видами Polykrikos: это довольно необычная циста красивого шоколадного цвета и почти прямоугольной формы, сплошь покрытая сетчатым орнаментом.

Цисты Polykrikos sp. (арктический подвид) из колонки PS51/154-11, с глубины 45 см.

Выше по разрезу колонки ассоциации палиноморф резко меняются, указывая на существенную перестройку ледово-гидрологических и седиментационных условий. В образцах из интервала 360–90 см (11.2–7.0 тыс. лет назад) почти в 100 раз увеличивается концентрация цист динофлагеллят, на порядок снижаются значения CD-критерия (однако по-прежнему остаются высокими), а содержание зеленых водорослей достигает максимума (>2000 экз./г). В этой части колонки в сообществах диноцист постоянно доминируют цисты O.centrocarpum (до 80%). Это редкий для моря Лаптевых случай, когда можно одновременно увидеть под микроскопом такое количество O.centrocarpum: препарат буквально забит ими! Высока также доля цист относительно тепловодных видов P. dalei, которая достигает 28% (в то время как в современных осадках не превышает 5%), N.labyrinthus (до 10%) и S. elongatus (присутствует лишь в этом интервале колонки в количестве до 8%) — и это тоже редкость для шельфа Центральной Арктики. Большое количество этих видов в осадках свидетельствует, по-видимому, о значительном увеличении адвекции атлантических вод на внешний шельф моря Лаптевых и о возможном повышении температур и солености поверхностных вод. Подтверждают существование в западной части моря гидрологических условий, существенно отличающихся от современных, также значения АН-критерия, которые достигают 5.6, что на порядок выше их максимальных показателей в поверхностных пробах осадков с континентального склона.

Operculodinium centrocarpum из лаптевоморских колонок: 1 — PS51/154-11, глубина 75 см; 2 — PS51/135-4, глубина 420 см; 3, 4 — PS51/154-11, глубина 45 см.

В осадках верхней части колонки (0–90 см, от 7.0 тыс. лет назад до современности) все снова меняется. Почти исчезают пресноводные водоросли, а значения CD-критерия опускаются до минимума (<0.5). Сокращается количество O.centrocarpum и P.dalei (суммарное содержание <8–10% в ассоциациях) и полностью исчезают N.labyrinthus и S.elongatus. Значения AH-критерия не превышают 0.1, что может свидетельствовать о снижении адвекции атлантических вод в этот район моря Лаптевых. Снова доминируют цисты гетеротрофных видов, преимущественно холодноводные I.minutum (до 70–80%) и E.karaense (до 40%), а также B.simplex (до 30%), преобладающий сегодня в ассоциациях континентального склона. В целом комплекс водных палиноморф из данного интервала характерен для современных условий западного шельфа моря Лаптевых.

Восток: Лена и Яна

Теперь переместимся в восточную часть моря Лаптевых. Современное дно здесь представляет собой обширную мелководную равнину. Это самый опресненный район моря. Несмотря на огромную площадь дельты р.Лены, основной ее сток последние 2 тыс. лет направлен на восток и юговосток через крупнейшие дельтовые протоки — Трофимовскую и Быковскую [14]. В 250 км к востоку от дельты находится устье р.Яны. Обе реки продолжаются на шельфе в виде крупных подводных долин, образовавшихся во время регрессии моря, и именно из этих долин подняты исследованные нами грунтовые колонки PS51/135-4 и PS51/092-12.

Колонка PS51/135-4 (76°10′с.ш., 133°15′в.д., длина 510 см) получена с внешнего шельфа восточной части моря Лаптевых из подводной долины р.Яны, с глубины 51 м. Как показало датирование, осадки соответствуют возрасту 11.3–5.3 тыс. лет [7]. Это одна из самых представительных среди всех лаптевоморских колонок: по данным анализа микроводорослей удалось сделать интересные выводы о палеогеографии региона [9, 15, 16 и др.].

Концентрации основных групп микроводорослей, реконструированная по диатомеям палеосоленость поверхностных вод и значения CD-критерия в осадках колонок PS51/135-4 (глубина моря 51 м, палеодолина р.Яны) и PS51/092-12 (глубина моря 32 м, палеодолина р.Лены), полученных из восточной части моря Лаптевых.

В отличие от западной части моря, здесь в осадках насчитывается достаточное для анализа количество диатомей. В этой колонке нам встретились около 200 видов таких водорослей. Сообщество морских диатомей состоит из холодноводных планктонных и сублиторальных видов (Thalassiosira antarctica, T.gravida, T.nordenskioeldii, Chaetoceros diadema, C.furcellatus и др.), немногочисленные ледовые формы представлены видами Fossula arctica, Fragilariopsis oceanica и F.cylindrus, а из пресноводных встречаются различные виды рода Aulacoseira, характерные для планктона северных рек. Число диатомей по глубине колонки на удивление непостоянно. Больше всего их обнаружено в образцах, соответствующих короткому временному интервалу 11.2–11.0 тыс. лет назад, причем почти 100% видов здесь — пресноводные. Такая картина характерна для областей смешения речных и морских вод, так называемых маргинальных фильтров рек. В них за счет физико-химических процессов в узком диапазоне солености (2–5, иногда до 7–8 епс) осаждается до 90% (!) и более взвеси, выносимой реками в моря и океаны. Скорости осадконакопления здесь, по образному выражению академика А.П.Лисицына, буквально лавинные. Интересен состав этой взвеси: помимо тонких минеральных частиц и растительных остатков значительную ее часть обычно составляет речной планктон, т. е. в первую очередь планктонные речные диатомеи [17–19].

Далее вверх по разрезу колонки концентрации диатомей резко снижаются, а вновь возрастают лишь на отметке, соответствующей времени примерно 7.5 тыс. лет назад, но теперь уже за счет морских и солоноватоводных видов. А вот ледовых диатомей в осадках этой колонки мало. Возможно, их тонкие кремниевые створки растворились, так как содержание кремния в этом районе моря значительно ниже, чем около устьев крупных рек.

По данным диатомового анализа, используя корреляцию между пресноводными диатомеями в современных донных осадках и соленостью поверхностных вод, восстановлены количественные значения палеосолености [15]. Они показывают, что соленость в этой точке моря 11.2–11.0 тыс. лет назад была минимальной (δ9 епс), а затем начала постепенно возрастать, свидетельствуя о переходе от прибрежно-морских условий к настоящим морским в результате миграции к югу береговой линии в ходе трансгрессии.

Интересно распределены в осадках зеленые водоросли: внизу, на глубине более 400 см (это соответствует возрасту 10.3–11.3 тыс. лет), их количество оказалось чрезвычайно велико. В каждом препарате можно было наблюдать множество красивых крупных ячеистых колоний Pediastrum и напоминающих необычные соцветия Botryococcus. В 1 г осадка содержалось до 3 тыс. таких экземпляров. Интересно отметить, что интервалы с максимумами численности зеленых водорослей и пресноводных диатомей в этой колонке перекрываются. И в тех же образцах значения CD-критерия, которые в остальных частях керна не превышает 0.5, достигают 20. Очевидно, что в раннем голоцене и пресноводные диатомеи, и зеленые водоросли были принесены сюда водами р.Яны.

Цисты динофлагеллят также показывают интересную тенденцию. Их концентрации в целом возрастают вверх по глубине колонки от менее чем 25 цист/г в ее нижней части до 2500 цист/г в верхней. На глубинах более 400 см (что соотносится с временем 11.3–10.3 тыс. лет назад) видовое разнообразие диноцист было невелико, преобладали холодноводные эвригалинные виды, однако уже начинал встречаться O.centrocarpum.

Выше по разрезу колонки, в интервале 400– 190 см (10.3–9.2 тыс. лет назад) диноцисты уверенно выходят на первое место в составе палиноморф. До 30% возрастает количество O.centrocarpum, при этом вклад арктического I.minutum заметно снижается. Увеличивается число цист P.dalei: в этой части колонки их относительное содержание может достигать 50%. Также в данном интервале появляется S.elongatus (до 8%). Его численность остается относительно высокой вплоть до временно́й отметки 7.5 тыс. лет назад. Если исследователи, работающие в умеренных и субполярных широтах, говорят о S.elongatus как о довольно широко распространенном виде, содержание которого может достигать 49% в ассоциациях диноцист (например, в Северной Атлантике) [13], то обнаружить этот красивый, прозрачный, покрытый невесомой вуалью вид в лаптевоморских образцах удается редко, и это всегда приятная неожиданность. По-видимому, S.elongatus тоже приносится в море Лаптевых с относительно теплыми глубинными течениями с запада.

Очевидно, что осадки средней части колонки PS51/135-4 накапливались в условиях, существенно отличавшихся как от современных, так и от позднеледниковых. Заметим, что, к сожалению, очень небольшая часть арктических образцов может похвастаться таким количеством и разнообразием диноцист, какие мы видим в этом интервале. Кроме присутствия относительно тепловодных видов, предположительно поступающих сюда из Северной Атлантики, здесь увеличиваются значения AH-критерия. По всему разрезу колонки он не превышает 0.5, в средней ее части составляет 1–2, а на глубине 300 см (9.8 тыс. лет назад) скачкообразно возрастает до 8.5.

Пресноводные водоросли моря Лаптевых: 1, 2 — Pediastrum boryanum из колонок PS51/159-10 (глубина 162 см) и PS51/135-4 (глубина 440 см) соответственно; 3 — P.kawraiskii (колонка PS51/159-10, глубина 162 см).

Выше по разрезу количество автотрофных видов сокращается, и в осадках снова начинают доминировать арктические холодноводные диноцисты. На глубинах 130 см и выше (после 8.6 тыс. лет назад) сообщества водных палиноморф по количественному и видовому составу близки к современным ассоциациям внешнего шельфа восточной части моря Лаптевых.

Колонка PS51/092-12 (74°36′с.ш., 130°09′в.д., длина 570 см) отобрана на внутреннем шельфе восточной части моря Лаптевых из восточной подводной палеодолины р.Лены, в 240 км к северу от устья Трофимовской протоки ее дельты, с глубины моря 32 м. С учетом экстраполяции осадки колонки покрывают последние 8.9 тыс. лет.

Здесь, так же как и в палеодолине р.Яны, в осадках обнаружены и диатомовые водоросли, и водные палиноморфы. Концентрация диатомей максимальна в нижних 70 см колонки и достигает 27 млн створок/г. Еще одно увеличение концентрации отмечено на глубинах от 300 до 160 см. В остальной части колонки количество диатомей в грамме осадка не превышает 5 млн. Интересно, что пики концентраций обеспечиваются разными экологическими группами водорослей: первый, нижний, пик полностью формируется речными планктонными видами (в основном Aulacoseira italica, A.subarctica, A.granulata), в то время как в средней части колонки возрастает количество морских, в том числе ледовых диатомей [20].

Относительное содержание основных индикаторных видов цист динофлагеллят и значения АН-критерия в осадках колонок PS51/135-4 (глубина моря 51 м, палеодолина р.Яны) и PS51/092-12 (глубина моря 32 м, палеодолина р.Лены), полученных из восточной части моря Лаптевых.

Пик концентраций пресноводных диатомей в нижней части керна — существенная особенность этой колонки, позволяющая с высокой точностью реконструировать положение устья р.Лены. Речные виды доминировали в ассоциациях на глубинах, соответствующих времени 8.9– 7.4 тыс. лет назад, однако максимум приходится на короткий временной отрезок 8.9–8.6 тыс. лет назад. В этом интервале велико как процентное содержание пресноводных водорослей (~80%), так и их абсолютное количество. Такое сочетание указывает на положение колонки в области маргинального фильтра вблизи речного устья. Для этой колонки также была реконструирована палеосоленость. Ее значения в данном интервале оказались минимальными (δ9 епс).

Начиная с 7.4 тыс. лет назад содержание пресноводных диатомей в среднем составляет около 30%, а в верхней части колонки снижается до 17% — именно столько их насчитывается в современных ассоциациях диатомей в этом районе моря [20].

Spiniferites elongatus из лаптевоморских колонок: 1, 2 — PS51/092-12, глубина 232 см; 3 — PS51-154-11, глубина 75 см.

Распределение водных палиноморф, так же как и диатомовых водорослей, в этой колонке весьма показательно. Их количество и состав комплексов последовательно менялись, отражая смену условий осадконакопления на внутреннем шельфе моря Лаптевых. В коротком интервале глубин 570–546 см (8.9–8.6 тыс. лет назад) господствует пресноводный комплекс. Максимальных значений достигает содержание зеленых водорослей, а также возрастают значения CD-критерия (до 3.5). Пресноводных водорослей здесь оказалось настолько много, что даже сосчитать их в поле зрения микроскопа иногда было непросто! Очевидно, осадки нижней части колонки формировались в условиях непосредственной близости речного устья, причем очень важно, что об этом нам «в один голос» сообщают и палиноморфы, и диатомеи.

Выше по разрезу, на глубинах 546–330 см, соответствующих времени 8.6–7.4 тыс. лет назад, количество пресноводных видов все еще остается относительно повышенным, однако в этом интервале мы наблюдаем всплеск содержания O.centrocarpum, P.dalei и S.elongatus, а также высокие значения АН-критерия. Такая ассоциация водных палиноморф могла сформироваться при участии атлантических вод, но при этом в условиях значительного опресняющего влияния крупной реки. Верхние 330 см колонки характеризуется ассоциациями водных палиноморф, близкими к современным.

Как наступало море

Итак, мы рассмотрели состав и смену комплексов микроводорослей в четырех колонках, осадки которых накапливались в течение последних 17.5 тыс. лет. Попробуем теперь на основе полученных результатов, а также используя другие опубликованные данные, восстановить основные этапы формирования природных обстановок на лаптевоморском шельфе во время его последнего в четвертичное время затопления.

История началась в эпоху позднеледниковья. Шельфы всех арктических морей в то время были осушены, море отступило далеко на север. Глубина в районе Исландии (над Фареро-Исландским порогом) была существенно ниже современной, а южная граница плавучих льдов в Северной Атлантике смещалась на юг примерно до 40°с.ш. [21]. В Восточной Арктике во время оледенения на месте современного Берингова пролива, глубина которого сейчас не превышает 50 м, раскинулась суша, так называемая Берингия. Она занимала Чукотку и Аляску, а также часть шельфов Берингова, Чукотского и Восточно-Сибирского морей. Следовательно, Северный Ледовитый океан не имел связи с Тихим, теплые беринговоморские воды с юга не могли поступать в Арктическую акваторию [22–24]. Такая изоляция полярной области во время максимума последнего оледенения и глобальной регрессии привела к сильному выхолаживанию и развитию в центральной части Арктического бассейна и в его окраинных морях мощного панциря паковых льдов [2, 25 и др.].

Дегляциация в Северном полушарии началась примерно 17–15 тыс. лет назад [1, 26, 27 и др.], что фиксируется в глубоководных колонках по опреснению поверхностных вод Северного Ледовитого океана в результате прорыва подпрудных ледниковых озер в Северной Америке и интенсивной термоабразии в Сибири [25, 28]. С того времени начинается последовательное сокращение ледников и повышение уровня Мирового океана.

В период от 17.5 до 13.0 тыс. лет назад уровень моря Лаптевых поднимался с высокими скоростями (до 13 мм/год) от минимальных отметок до 70 м, т. е. достиг верхней части континентального склона [7]. Западная часть моря находилась под влиянием р.Оленёк, об этом нам говорит постоянное присутствие в осадках зеленых водорослей, которые в настоящее время на континентальном склоне западной части моря Лаптевых практически не встречаются [29]. В целом же море в то время было постоянно покрыто льдом, это установлено по комплексу диноцист, состоящему из эвригалинных холодноводных видов, характерных для областей с продолжительным и сплоченным морским ледовым покровом [30]. Ледовые условия подтверждаются также чрезвычайной бедностью малакофауны и преобладанием в составе остракод типично арктического вида Krithe glacialis [31]. Однако в составе остракод уже появились относительно тепловодные виды, обнаружены здесь также и бентосные фораминиферы Cassidulina neoteretis, типичные для Северной Атлантики и Норвежско-Гренландского бассейна. Следовательно, можно предполагать, что трансформированные атлантические воды в то холодное позднеледниковое время проникали в район континентального склона моря Лаптевых [32].

Примерное положение береговой линии моря Лаптевых на разных этапах голоценовой трансгрессии [7].

Около 13 тыс. лет назад возросла интенсивность поступления пресных вод на континентальный склон, что выявляется по повышению значений CD-критерия в колонке из палеодолины р.Оленёк. В этих же осадках найдены многочисленные раковины мелководных эвригалинных и солоноватоводных остракод, что также свидетельствует об опреснении [33]. Это событие согласуется и с изотопно-кислородными данными, полученными по ряду колонок с континентального склона. В них реконструируется сброс в море большого объема пресных вод, вызванный размывом мерзлых берегов и прорывом термокарстовых озер [28]. К тому времени уровень моря уже превысил современную бровку шельфа, началось быстрое продвижение к югу береговой линии и катастрофическое разрушение так называемого ледового комплекса — приморской равнины, сложенной рыхлыми высокольдистыми отложениями. Весь образовавшийся материал смывался в море, поэтому мы видим в колонках такие высокие скорости осадконакопления в раннем голоцене.

12.3 тыс. лет назад уровень моря достиг современной изобаты 60 м. Это установлено по присутствию морских диноцист в осадках того периода. Однако до времени 11.2 тыс. лет назад внешний шельф западной части моря Лаптевых находился под опресняющим влиянием Анабара и Хатанги, впадавших в море как раз неподалеку от точки отбора колонки PS51/159-10 (здесь остаются крайне высокими значения CD-критерия). Данные по составу ископаемых остракод, фораминифер и моллюсков в осадках колонки PS51/159-10 также показывают значительное опреснение в период 12.7–11.2 тыс. лет назад [31].

Примерно 11.3 тыс. лет назад началось затопление внешнего шельфа в восточной части моря. Уровень воды к тому времени поднялся до изобаты 51 м [7, 15], на что нам указывает присутствие в палеодолине р.Яны морских микроводорослей. Однако пик концентраций как пресноводных диатомей, так и зеленых водорослей 11.3–11.0 тыс. лет назад однозначно указывает на наличие здесь маргинального фильтра в устье р.Яны. После этого времени берег моря Лаптевых продолжил отступать, и область лавинной седиментации, следуя за устьем реки, также смещалась к югу, быстро заполняя осадками палеодолину. Однако еще в течение примерно семи сотен лет воды Яны заметно опресняли этот участок шельфа.

11.2 тыс. лет назад гидрологические условия в море Лаптевых начинают кардинально меняться. Континентальный склон и внешний шельф в западной части моря испытывают на себе отепляющее влияние атлантических вод. Появляются микроводоросли из Северной Атлантики. Вполне вероятно, что температура поверхностных вод несколько повышается и сокращается продолжительность сезонного ледового покрова. То же самое, но примерно на тысячу лет позже (с 10.3 тыс. лет назад), начинается и на востоке моря. Даже на внутреннем шельфе, несмотря на его мелководность и пологость, формирование водных масс в раннем голоцене происходило при участии атлантических вод. Интересно, что по содержанию органического углерода и цист O.centrocarpum в колонках донных осадков с континентального склона моря Лаптевых также отмечается увеличение поступления атлантических вод и возможное сокращение ледового покрова около 11 тыс. лет назад [34]. В то же время в Атлантическом океане зафиксировано значительное смещение полярного фронта на северо-восток, проникновение в Баренцево море ветви Гольфстрима — Нордкапского течения и, следовательно, активное поступление атлантических вод на восток, в бассейн Северного Ледовитого океана [35].

Как показывают спорово-пыльцевые данные, на побережье и островах моря Лаптевых начало голоцена тоже было относительно теплым. Например, в дельте Лены 10.3–9.5 тыс. лет назад температура воздуха на 2–3°С превышала современную [36].

Такой условно теплый период в море Лаптевых закончился примерно 7.4 тыс. лет назад, когда концентрации относительно тепловодных видов и значения АН-критерия приблизились к современным. Интересно, что на континентальном склоне АН-критерий не снижался, а так и остался близким к 1, ведь именно здесь, на глубине, проходит поток атлантических вод, который, миновав пролив Фрама, в виде глубинного течения медленно движется вдоль континентального склона Евразии, осуществляя основную адвекцию тепла в Арктику.

Уровень моря Лаптевых тем временем продолжал повышаться. Внешний шельф в западной части моря перестал испытывать на себе опресняющее влияние Хатанги. Однако около 9.7 тыс. лет назад ее сток на короткое время резко увеличился, об этом нам говорит пик концентраций зеленых водорослей и значений CD-критерия на фоне общего увеличения скоростей осадконакопления в палеодолине. На континентальном склоне по содержанию органического вещества в осадках также реконструируется увеличение речного стока 9.8–9.7 ¹⁴С тыс. лет назад [34].

Около 8.9 тыс. лет назад уровень моря достиг современной изобаты 32 м, началось затопление мелководной юго-восточной части шельфа. На этой глубине в то время находилось устье восточной палеодолины р.Лены. Исходя из характера современной топографии шельфа, можно предположить, что дельты в то время не существовало, а устье Лены представляло собой эстуарий — примерно такой же, как у современных Оби и Енисея. В этом эстуарии 8.9–8.6 тыс. лет назад при низкой солености поверхностных вод происходило лавинообразное накопление речной взвеси, важным компонентом которой служит фитопланктон (в первую очередь диатомеи и зеленые водоросли). Здесь находилась внутренняя зона маргинального фильтра р.Лены.

Тем временем в западной части моря продолжалось смещение к югу береговой линии, а основные источники пресных вод — устья Оленёка, Анабара и Хатанги — отступали все дальше и дальше от континентального склона и внешнего шельфа. Затопление суши подходило к концу.

По нашим данным, на внешнем шельфе восточной части моря Лаптевых близкие современным гидрологические условия установились около 8.6 тыс. лет назад, на внутреннем шельфе — примерно 7.4 тыс. лет назад, а в западной части моря — около 7.0 тыс. лет назад, на что указывает формирование в осадках комплексов водных палиноморф, по видовому составу и количественному содержанию сходных с современными, а также установление близких к нынешним значений реконструированной по диатомеям летней солености поверхностных вод (около 14 епс) [15].

Трансгрессия завершилась. На континентальном склоне и внешнем шельфе западной части моря Лаптевых установившиеся около 7 тыс. лет назад минимальные значения CD-критерия больше практически не изменялись. Это дает основание предполагать, что сток рек, впадающих в этот район моря, не менялся последние 7 тыс. лет. В восточной части, и особенно на внутреннем шельфе, начиная примерно с 5 тыс. лет назад, когда уровень моря достиг положения, близкого современному, ведущим фактором в формировании гидрологических условий становятся пространственные и временны́е изменения стока р.Лены. Их тоже можно реконструировать, используя микроводоросли, но это тема нашей следующей работы.

Таким образом, с помощью микропалеонтологического анализа мы заглянули в прошлое моря Лаптевых, проследили историю его развития за последние 17.5 тыс. лет, увидели своими глазами микроорганизмы, которые жили в толще воды в то время, и убедились, что этот метод работает, а планктонные микроводоросли действительно могут прийти на помощь в тех случаях, когда другие палеонтологические остатки редки или вовсе отсутствуют. Изучение микроводорослей в геологических образцах — очень сложный, трудоемкий, но увлекательный и невероятно информативный метод. Поэтому мы продолжаем наши работы в арктических, а также в других современных и древних морях.

Работа выполнена в рамках госзадания лаборатории новейших отложений и палеогеографии плейстоцена географического факультета Московского государственного университета имени М. В. Ломоносова «Палеогеографические реконструкции природных геосистем и прогнозирование их изменений» (№121051100135-0), а также по программе «Система моря Лаптевых» при финансовой поддержке Федерального министерства образования и науки Германии (проект BMBF №03G0833).

¹ Подробнее см.: Клювиткина Т.С., Полякова Е.И. История моря Лаптевых: зачем палеогеографам микроводоросли? Природа. 2021; 6: 31–44

² Здесь и далее, если не указано иное, приводится календарный (калиброванный) возраст.

³ Подробнее см.: Клювиткина Т.С., Полякова Е.И. История моря Лаптевых: зачем палеогеографам микроводоросли? Природа. 2021; 6: 31–44.

⁴ АН-критерий — отношение содержания цист автотрофных динофлагеллят (видов порядка Gonyaulacales и цист Pentapharsodinium dalei) к гетеротрофным. Указывает на продолжительность ледового покрова, глубину проникновения света и уровень первичной продуктивности в высоких широтах. Для моря Лаптевых может быть использован в качестве дополнительного индикатора интенсивности притока атлантических вод. Подробнее см.: Клювиткина Т.С., Полякова Е.И. История моря Лаптевых: зачем палеогеографам микроводоросли? Природа. 2021; 6: 31–44.

Литература / References

1. Svendsen J., Alexanderson H., Astakhov V. et al. Late Quaternary ice sheet history of Northern Eurasia. Quaternary Science Reviews. 2004; 23(11–13): 1229–1271. DOI:10.1016/j.quascirev.2003.12.008.

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

3. Romanovskii N.N., Gavrilov A.V., Tumskoy V.E. et al. Environmental evolution in the Laptev Sea region during Late Pleistocene and Holocene. Polarforschung. 2001; 67: 237–245.

4. Sher A.V., Kuzmina S.A., Kuznetsova T.V., Sulerzhitsky L.D. New insights into the Weichselian environment and climate of the East Siberian Arctic, derived from fossil insects, plants and mammals. Quaternary Science Review. 2005; 24: 533–569. DOI:10.1016/j.quascirev.2004.09.007.

5. Шполянская Н.А. Криолитозона Российской Арктики — производная климата и тектоники. Плейстоцен-голоценовая история развития на основании анализа подземных льдов. Рига, 2018.

6. Система моря Лаптевых и прилегающих морей Арктики: современное состояние и история развития. Отв. ред. Х.Кассенс, А.П.Лисицын, Й.Тиде и др. М., 2009.

7. Bauch H.A., Mueller-Lupp T., Taldenkova E. et al. Chronology of the Holocene transgression at the North Siberian margin. Global and Planetary Change. 2001; 31: 125–139. DOI:10.1016/S0921-8181(01)00116-3.

8. Frederichs T., Dobeneck T.von, Bleil U., Dekkers M.J. Towards the identification of siderite, rhodochrosite, and vivianite in sediments by their low temperature magnetic properties. Physics and Chemistry of the Earth. 2003; 28: 669–679. DOI:10.1016/S1474-7065(03)00121-9.

9. Taldenkova E., Bauch H.A., Stepanova A. et al. Last postglacial environmental evolution of the Laptev Sea shelf as reflected in molluscan, ostracodal, and foraminiferal faunas. Global and Planetary Change. 2005; 48: 223–251. DOI:10.1016/j.gloplacha.2004.12.015.

10. Клювиткина Т.С., Полякова Е.И. Изменения палеогидрологических условий в море Лаптевых в позднем плейстоцене и голоцене по материалам исследования водных палиноморф. Океанология. 2019; 59(3): 433–448.

11. Vernal A.de, Henry M., Matthiessen J. et al. Dinoflagellate cyst assemblages as tracers of sea-surface conditions in the northern North Atlantic, Arctic and sub-Arctic seas: the new «n=677» data base and its application for quantitative palaeoceanographic reconstruction. Journal of Quaternary Science. 2001; 16(7): 681–698. DOI:10.1002/jqs.659.

12. Künz-Pirrung M. Dinoflagellate cyst assemblages in surface sediments of the Laptev Sea region (Arctic Ocean) and their relation to hydrographic conditions. Journal of Quaternary Science. 2001; 16(7): 637–649. DOI:10.1002/jqs.647.

13. Zonneveld K.A.F., Marret F., Versteegh G.J.M. et al. Atlas of modern dinoflagellate cyst distribution based on 2405 data points. Review of Palaeobotany and Palynology. 2013; 191: 1–197. DOI:10.1016/j.revpalbo.2012.08.003.

14. Полякова Е.И., Клювиткина Т.С., Новичкова Е.А. и др. Изменения стока реки Лены в голоцене. Водные ресурсы. 2009; 36(3): 289–299.

15. 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; 48: 208–222. DOI:10.1016/j.gloplacha.2004.12.014.

16. Клювиткина Т.С., Баух Х.А. Изменения палеоокеанологических условий в море Лаптевых в голоцене по материалам исследования водных палиноморф. Океанология. 2006; 46(6): 911–921.

17. Лисицын А.П. Маргинальный фильтр океанов. Океанология. 1994; 34(5): 735–747.

18. Лисицын А.П. Закономерности осадкообразования в областях быстрого и сверхбыстрого осадконакопления (лавинной седиментации) в связи с образованием нефти и газа в Мировом океане. Геология и геофизика. 2009; 50(4): 373–400.

19. Polyakova Ye.I. Diatom assemblages in the surface sediments of the Kara Sea (Siberian Arctic) and their relationship to oceanological conditions. Siberian River Run-Off in the Kara Sea: Characterization, Quantification, Variability and Environmental Significance. Proceedings in Marine Sciences. R.Stein, K.Fahl, D.K.Fütterer et al. (eds.). Amsterdam, 2003; 375–400.

20. 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; 18(2). DOI:10.1029/2002pa000847.

21. Koç-Karpuz N., Jansen E. A high-resolution diatom record of the last deglaciation from the SE Norwegian Sea; documentation of rapid climatic changes. Paleoceanography. 1992; 7(4): 499–520. DOI:10.1029/92PA01651.

22. McManus D.A., Creager J.S. Sea-level data for parts of the Bering-Chukchi Shelves of Beringia from 19.000 to 10.000 14C yr BP. Quaternary Research. 1984; 21: 317–325. DOI:10.1016/0033-5894(84)90071-1.

23. Аксенов А.А., Дунаев Н.Н., Ионин А.С. и др. Арктический шельф Евразии в позднечетвертичное время. М., 1987.

24. Elias S.A., Short S.K., Nelson C.H., Birks H.H. Life and times of the Bering land bridge. Nature. 1996; 382: 60–63.

25. Nørgaard-Pedersen N., Spielhagen R.F., Thiede J., Kassens H. Central Arctic surface ocean environment during the past 80000 years. Paleoceanography. 2003; 13: 193–204. DOI:10.1029/97PA03409.

26. Изменение климата и ландшафтов за последние 65 миллионов лет. Ред. А.А.Величко. М., 1999.

27. Hubberten H.-W., Andreev A.A., Astakhov V.I. et al. The periglacial environment and climate in Northern Eurasia during the Last Glaciation. Quaternary Science Reviews. 2004; 23: 1333–1357. DOI:10.1016/j.quascirev.2003.12.012.

28. Spielhagen R.F., Erlenkeuser H., Siegert C. History of freshwater runoff across the Laptev Sea (Arctic) during the last deglaciation. Global and Planetary Change. 2005; 48(1–3): 187–207. DOI:10.1016/j.gloplacha.2004.12.013.

29. Matthiessen J., Künz-Pirrung M., Mudie P.J. Freshwater chlorophycean algae in recent marine sediments of the Beaufort, Laptev and Kara Seas (Arctic Ocean) as indicators of river runoff. International Journal of Earth Sciences. 2000; 89(3): 470–485. DOI:10.1007/s005310000127.

30. Vernal A.de, Rochon A., Fréchette B. et al. Reconstructing past sea ice cover of the Northern Hemisphere from dinocyst assemblages: status of the approach. Quaternary Science Reviews. 2013; 79: 122–134. DOI:10.1016/j.quascirev.2013.06.022.

31. Taldenkova E., Bauch H.A., Stepanova A. et al. Postglacial to Holocene history of the Laptev Sea continental margin: palaeoenvironmental implications of benthic assemblages. Quaternary International. 2008; 183(1): 40–60. DOI:10.1016/j.quaint.2007.06.031.

32. Овсепян Я.С., Талденкова Е.Е., Баух Х.А., Кандиано Е.С. Реконструкция событий позднего плейстоцена—голоцена на континентальном склоне моря Лаптевых по комплексам бентосных и планктонных фораминифер. Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2015; 23(6): 96–112.

33. Stepanova A., Taldenkova E., Bauch H.A. Ostracod palaeoecology and environmental change in the Laptev and Kara seas (Siberian Arctic) during the last 18 000 years. Boreas. 2012; 41(4): 557–577. DOI:10.1111/j.1502-3885.2012.00254.x.

34. Boucsein B., Knies J., Stein R. Organic matter deposition along the Kara and Laptev Seas continental margin (eastern Arctic Ocean) during last deglaciation and Holocene: evidence from organic-geochemical and petrographical data. Marine Geology. 2002; 183: 67–87. DOI:10.1016/S0025-3227(01)00249-3.

35. Rasmussen T.L., Thomsen E., Slubowska M.A. et al. Paleoceanographic evolution of the SW Svalbard margin (76°N) since 20000 14C yr BP. Quaternary Research. 2007; 67: 100–114. DOI:10.1016/j.yqres.2006.07.002.

36. Andreev A., Tarasov P., Schwamborn G. et al. Holocene paleoenvironmental records from Nikolay Lake, Lena River Delta, Arctic Russia. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 2004; 209: 197–217. DOI:10.1016/j.palaeo.2004.02.010.