CC BY
17
ИЗМЕНЕНИЯ ПРИРОДНОЙ СРЕДЫ
УДК 551.89(470.2)
Н.С. Болиховская1, А.Н. Молодьков2
ЭВОЛЮЦИЯ РАСТИТЕЛЬНОСТИ И КЛИМАТА НА ЮГО-ВОСТОЧНОМ ПОБЕРЕЖЬЕ ФИНСКОГО ЗАЛИВА В ИНТЕРВАЛЕ 39-33 тыс. лет назад3
До настоящего времени на северо-западе Русской равнины средневалдайские отложения охарактеризованы палинологическими данными фрагментарно. Реконструкции изменения растительности и климата на юго-восточном побережье Финского залива в период от 39 до 33 тыс. лет назад были выполнены на основании репрезентативных палиноспектров и данных ИК-ОСЛ-датирования толщи позднеплейстоценовых отложений в разрезе, расположенном вблизи пос. Вока. Полученные палинологические данные свидетельствуют, что периоду накопления изученных средневалдайских отложений отвечают четыре климатостратиграфических подразделения: два стадиальных интервала (35,3—32,6 и 37,6—36,8 тыс. л. н.), характеризовавшихся суровым климатом, и два интерстадиальных интервала с заметным смягчением климатических условий (36,8—35,3 и 38,6—37,6 тыс. л. н.). В статье детально охарактеризованы изменения растительности и климата на протяжении каждого указанного интервала.
Ключевые слова: палиноспектры, ИК-ОСЛ-датирование, позднеплейстоценовые интерстадиалы и похолодания, реконструкции растительности и климата.
Введение. В настоящее время в связи с проблемой глобального потепления климата и участившимися в различных районах Земли природными катастрофами особое значение приобретают научные данные, которые составляют основу разработок по прогнозированию тенденций и особенностей развития природной среды в будущие столетия. К таким научным данным относятся получаемые в результате палеогеографических исследований реконструкции ландшафтно-климатических изменений, происходивших в различных районах нашей планеты на протяжении ближайшего геологического прошлого — четвертичного периода.
В четвертичном периоде, длившемся последние 2,6 млн лет, было несколько десятков межледниковых и холодных эпох и множество потеплений и похолоданий более низкого ранга. Последние 130 тыс. лет характеризуются в геологической истории Земли тремя крупнейшими палеоклиматическими этапами — межледниковьем, длившимся примерно со 130 до 70 тыс. л. н., последующей ледниковой эпохой в интервале от 70 до 11,5 тыс. л. н. и новым межледни-ковьем — голоценом, который длится уже 11,5 тыс. лет. Во время заключительного этапа ледниковой эпохи в Северном полушарии наступило последнее максимальное оледенение, длившееся примерно от 28 до 11,5 тыс. л. н.
Скандинавский ледниковый щит во время максимального развития на западе перекрывал Северное море и соединялся с ледниковым покровом Британских островов. На юге он продвинулся до широты 52°, а на Русской равнине — почти до широты Москвы. Ледник, обладавший значительной толщиной и мас-
сой, производил мощную экзарационную работу, разрушал отложения предшествующих этапов осад-конакопления, стирая, таким образом, информацию о четвертичной истории геологического развития территории. И лишь в отрицательных формах рельефа (древних погребенных долинах, палеоврезах) четвертичные отложения могли накапливаться и достигать большой мощности. Одна из таких форм рельефа — глинтовая бухта Вока, расположенная в юго-восточной части Финского залива (рис. 1, А, Б). Со стороны моря бухта на протяжении 2,2 км ограничена крутым прибрежным обрывом высотой около 22 м, обнажающим по преимуществу песчаные отложения с отчетливой слоистостью.
До последнего времени считалось, что обнажающиеся в видимой части разреза осадки отлагались или в водных потоках системы подледного стока во время таяния ледника последнего оледенения [19], или в бассейне приледникового озера, когда ледник уже отступил с территории Эстонии [12, 13]. Таким образом, предполагалось, что осадки в разрезе Вока отлагались в интервале примерно от 14,4 до 12,2 тыс. л. н., т.е. на протяжении ~2,2 тыс. лет.
Однако уже первые исследования, начатые А.Н. Молодьковым в 2001 г. с использованием новейшего метода датирования четвертичных отложений — метода оптически инфракрасно-стимулированной люминесценции (ИК-ОСЛ), показали, что в разрезе Вока сохранились осадки значительно более древние, которые отлагались в эпоху, предшествовавшую последнему максимальному оледенению. Возраст этих отложений находится в интервале по крайней мере от 120 до 30 тыс. л. н. Такие разрезы, охватывающие
1 НИЛ новейших отложений и палеогеографии плейстоцена географического факультета Московского государственного университета имени М.В. Ломоносова, докт. геогр. н., вед. науч. сотр., e-mail: nbolikh@geogr.msu.ru
2 НИЛ геохронологии четвертичного периода Института геологии Таллинского технического университета, докт. геол.-минер. н., зав. лабораторией, e-mail: molodkov@gi.ee
3 Работа выполнена при финансовой поддержке ESF (гранты № 5440 и 6112) и РФФИ (проект № 08-05-00773).
Рис. 1. Местоположение разреза Вока (А) и схема глинтовой бухты Вока (Б): 1 — отметки абсолютных высот; 2 — граница глинтовой бухты Вока; 3 — обнажения; 4 — 20-метровая изолиния; 5 — береговая линия; 6 — глинт
столь длительным период времени позднеплейстоце-новой истории в Северо-Западном регионе, крайне редки. Эта уникальная находка побудила авторов приступить к детальному изучению разреза с целью определения динамики изменения растительности и климата в регионе со времени последнего (микулин-ского) межледниковья, приходящегося на интервал времени примерно от 130 до 70 тыс. л. н. [1, 2, 15, 16] и до времени наступания на исследованную территорию ледника последнего (валдайского) оледенения. Обзор косвенных литературных данных позволяет предположить, что это могло произойти примерно 24—22 тыс. л. н.
Материалы и методы. Видимая часть исследованного разреза, расположенного в береговом обрыве глинтовой бухты Вока (59°24,86 с.ш., 27°35,88 в.д.) состоит из двух основных литолого-стратиграфических компонентов (рис. 2). Вверху, под горизонтом современной почвы на глубине от 12,15 до 1,85 м находится толща А, представленная мелко- и тонкозернистыми параллельно-слоистыми песками, местами они замещаются глинистыми отложениями с подчиненными песчаными прослоями. Эта толща залегает на маломощном слое гравия с галькой. Подстилающая толща Б также представлена песками, но преимущественно средне- и крупнозернистыми с параллельной косой слоистостью, изредка с прослоями супеси.
Геохронологическое исследование разреза проводилось с привлечением метода ИК-ОСЛ, с помощью которого был определен физический (календарный) возраст отложений и создана непрерывная геохронологическая шкала изученной части разреза [14].
Реконструкция развития природной среды выполнялась посредством палинологического анализа отложений, который является одним из ведущих методов в современных геологических и палеогеографических исследованиях для определения относительного возраста и ландшафтно-климатических условий накопления отложений, детальной характеристики последовательных изменений растительности и климата.
Совместное использование хроностратиграфи-ческих данных и реконструкций растительности и
климата позволило впервые определить на временной шкале позицию выявленных нами палеоклиматиче-ских событий и выполнить их корреляцию в трансконтинентальном масштабе. Подобный интегрированный палино-хроностратиграфический подход был нами ранее успешно использован при проведении трансконтинентальной корреляции палеоклимати-ческих событий на суше и в Мировом океане за последние 600 тыс. лет для выявления динамики крупномасштабных изменений климата в этом интервале и корреляции континентальных и морских отложений со стандартной климатической шкалой [1, 2, 15, 16], построенной на основе последовательности изотопно-кислородных стадий (ИКС) океанических осадков [7, 21]. Эти стадии отражают глобальные изменения климата (объема покровных ледников) и часто используются исследователями четвертичного периода в качестве глобального стандарта для сопоставления с ним выявленных в процессе исследований локальных или региональных палеоклиматических событий прошлого. Еще более тонкую палеоклиматическую структуру имеют кривые, полученные в последние десятилетия по данным изотопного анализа гренландских ледяных кернов [18].
Примененный нами люминесцентный (ИК-ОСЛ) метод датирования с использованием одного из наиболее распространенных в земной коре породообразующих минералов — полевого шпата — позволяет определить время, прошедшее с момента последней седиментации до наших дней, т.е. возраст отложений. Основной предпосылкой этого метода датирования является полное стирание возрастной информации, накопленной в более ранние периоды геологического времени, предшествующие моменту последней седиментации. Такое стирание предшествующей возрастной информации (латентной люминесценции) может происходить путем кратковременного (несколько минут) воздействия дневного света на зерна полевого шпата, например, при переносе их в естественных условиях ветром или водными потоками рек. После окончательного отложения зерен в осадках они изолируются от дневного света следующими слоями отложений. С этого момента под воздействием
24 ВМУ, география, № 6
Рис. 2. Схема разреза Вока (слева), ли-тологическая колонка толщи А, шкала времени и точки отбора образцов на ИК-ОСЛ и СПА (спорово-пыльцевой) анализы (справа): 1 — почва; 2 — суглинки; 3 — тонко- и крупнозернистые пески; 4 — горизонтальнослоистые пески; 5 — косослоистые пески; 6 — глинистые отложения; 7 — гравийный слой; 8 — точки отбора образцов для ИК-ОСЛ-датирования; 9 — точки отбора образцов на СПА; 10 — осыпь
I ~3619
Г7К]ю
облучения зерен полевого шпата естественным радиационным фоном, обусловленным космическими лучами и природными радиоактивными элементами, в зернах минерала происходит накопление энергии ионизирующей радиации, которая в свою очередь в лабораторных условиях может быть освобождена в виде светового излучения с интенсивностью, пропорциональной величине накопленной энергии ионизирующей радиации, а значит, и возрасту отложений.
К настоящему времени в разрезе Вока наиболее подробно изучена толща А, залегающая под современной почвой на глубине от 1,8 до 12,2 м (рис. 2).
Для определения возраста отложений толщи методом ИК-ОСЛ отобраны 15 образцов. Образцы отбирали с относительно небольшим (~0,5 м) интервалом, чтобы при статистической обработке
результатов можно было построить для этой толщи непрерывную геохронологическую шкалу. Для выяснения временной протяженности всей видимой части разреза сделано несколько единичных определений возраста как из отложений вышележащей почвы, так и из подстилающей толщи Б.
Аналитические данные и палеогеографические реконструкции. Результаты люминесцентного датирования показали, что толща А откладывалась в интервале от 38,5 до 31,1 тыс. л. н. [14]. Скорость накопления осадков этой толщи составляла примерно 1,2 мм в год. Судя по предварительным результатам определения возраста толщи Б, ее кровля в разрезе датируется временем около 90 тыс. л. н., а нижняя ее часть на глубине 16 м — около 115 тыс. л. н. (рис. 2). Единичная датировка почвы, покрывающей толщу
А (8,1 тыс. л. н.), уверенно свидетельствует о ее послеледниковом возрасте. Также уверенно фиксируется некоторый перерыв в осадконакоплении между толщами А и Б.
Таким образом, геохронологические исследования показали, что в толще А разреза Вока представлены осадки, отложившиеся в интервал времени, непосредственно предшествовавший последнему наступанию скандинавского ледника на территорию Северо-Западного региона. Формирование толщи Б происходило, судя по полученным датировкам, во второй половине микулинского межледниковья и в начальную стадию последующего валдайского оледенения.
Следующая и чрезвычайно важная задача заключалась в реконструкции природных условий и облика растительности второй половины последнего ледникового периода на исследуемой территории. Поскольку, как уже отмечалось выше, во время последнего оледенения скандинавский ледник сносил подстилающие рыхлые отложения, данные о природных обстановках предшествующих этапов валдайского времени в области последнего оледенения чрезвычайно скудны. Разрез Вока в этом отношении уникален не только для Северо-Запада, но и для всего Балтийского региона — в нем сохранилась геологическая летопись большей части позднего плейстоцена.
Данные о заметных изменениях растительности и климата в районе исследований в интервале примерно от 39 до 33 тыс. л. н. получены на основе репрезентативных палиноспектров 45 образцов отложений, отобранных в разрезе Вока из толщи А на глубине 5,0—12,15 м. Результаты палинологического анализа изученных отложений представлены на спорово-пыльцевой диаграмме (рис. 3). Для ее компактности большинство определенных до вида таксонов объединены и показаны в составе родов и семейств.
Полученные палинологические данные свидетельствуют, что периоду накопления изученных средневалдайских отложений отвечают четыре стратиграфических подразделения: два интервала, характеризовавшихся суровым климатом, и два интерстадиальных интервала с заметным смягчением климатических условий.
Отметим, что на исследуемой территории сред-невалдайские отложения до настоящего времени охарактеризованы палинологическими данными фрагментарно. Спорово-пыльцевые спектры из перигляциальных средневалдайских отложений разрезов Тыравере, Валгута, Савала и др., по мнению Э. Лийвранд [5, 11], отражают стадиальное похолодание и широкое развитие тундровых и ксерофитных сообществ с господством карликовой березы (Betula nana), полыни (Artemisia), маревых (Chenopodiaceae), злаков (Poaceae/Gramineae) и осок (Cyperaceae). Интерстадиальные средневалдайские потепления до сих пор не были выявлены. В связи с этим подробнее рассмотрим климатостратиграфию изученных осадков и
изменения растительности и климата, происходившие в процессе их седиментации.
Первый период относительного потепления климата (38,6—37,6 тыс. л. н.) выявлен по палинологическим данным в осадках на глубине 11,2—12,2 м. Во время этого интерстадиала в исследуемом районе господствовали перигляциальные лесотундры с участками елово-сосновых (с участием Larix и Pinus sibirica) редколесий.
Динамику природных изменений на протяжении этого интервала позволяют реконструировать пять палинозон (ПЗ) 1a—1e, отвечающих пяти фазам эволюции растительного покрова и климата исследуемой территории (рис. 3).
В первую фазу (ПЗ 1a; 12,0—12,2 м) преобладала перигляциальная лесотундра с небольшими участками сосновых лесов с примесью лиственницы. О кратковременном, но значительном интервале криоаридизации климата свидетельствует палино-зона 1b (11,9—12,0 м). Похолодание и иссушение климата привели к доминированию тундростепей и обилию в составе растительного покрова криофитов и ксерофитов — Betula sect. Nanae, Alnaster fruticosus, Selaginella selaginoides, Artemisia (включая Artemisia subgenus Seriphidium), Chenopodiaceae и др. Встречались участки лиственничного редколесья. С третьей фазой (ПЗ 1c; 11,7—11,9 м) связаны самое значительное потепление во время реконструируемого интерстадиала и расселение на исследуемой территории хвойных деревьев. Господствовали сосновые леса и редколесья (доля пыльцы Pinus sylvestris в спектрах составляет более 90%). Четвертая фаза (ПЗ 1d; 11,6—11,7 м) характеризовалась преобладанием перигляциальной лесотундры с участками елово-сосновых лесов, ерни-ковых (из карликовой березы и ольховника) и марево-полынных сообществ. Во время пятой фазы (ПЗ 1e; 11,2—11,6 м) район был занят перигляциальной лесотундрой, в которой кедрово-елово-сосновые (с примесью лиственницы) леса соседствовали со степными и кустарниковыми ерниковыми (из карликовой березы и ольховника) ценозами. В степных биотопах преобладали злаки (Poaceae/Gramineae), разнотравье (Asteraceae, Primulaceae, Onagraceae, Polygonaceae, Rumex sp., Urtica sp., Plantago media, Ranunculus sp., etc.) и полынь (Artemisia subgenus Euartemisia, A. subgenus Seriphidium).
Затем последовал относительно кратковременный — около 800 лет — период (37,6—36,8 тыс. л. н.; 10,4—11,2 м) значительной криоаридизации климата. Согласно палинологическим данным (рис. 3), преобладали тундростепи и тундролесостепи. В составе всех палиноспектров доминируют пыльца трав и кустарничков (NAP 41-70%) и споры (6-20%). Кроме того, их характеризует высокое содержание таких криофи-тов и ксерофитов, как Betula nana, Alnaster fruticosus, Artemisia (в том числе A. subgen. Seriphidium, A. subgen. Dracunculus), Chenopodiaceae, Ephedra sp., Lycopodium dubium, Diphazium alpinum, Selaginella selaginoides.
Oil
о
Трансформации растительного покрова на протяжении этого стадиала отражены палинозонами 2a, 2b, 2c, соответствующими трем фазам в развитии доминировавших фитоценозов. В первую и третью фазы в районе глинтовой бухты Вока были распространены тундростепи. Более длительная вторая фаза отличалась влажным климатом, расширением площади хвойных (кедрово-елово-сосновых) редкостойных лесов и господством тундролесостепей.
В следующий, более теплый, чем предшествующий, интерстадиал (36,8—35,3 тыс. л. н.; 8,75—10,40 м) произошла новая экспансия представителей боре-альной лесной флоры на исследуемую территорию. Реконструированы шесть фаз изменения растительных сообществ на протяжении этого интервала (рис. 3). Они свидетельствуют, что в этот период развитие пери-гляциальной лесотундры (с участками елово-сосновых редколесий) дважды сменялось фазами более влажного и более теплого климата и широкого распространения северо-таежных лесных сообществ.
Во время первой фазы, соответствующей палино-зоне 3a (10,1—10,4 м), господствовали кедрово-елово-сосновые леса и редколесья. Эта фаза в развитии растительности представляет самый теплый интервал интерстадиала. Сумма пыльцы бореальных элементов дендрофлоры составляет 70—90%. Во вторую фазу (ПЗ 3b; 9,65—10,1 м) преобладала перигляциальная лесотундра с участием кедрово-сосновых редколесий. Примерно в середине рассматриваемого интерстадиала — в третью фазу (ПЗ 3c; 9,55—9,65 м) — зафиксирован короткий интервал значительного похолодания климата и господства перигляциальной тундры. В четвертую фазу (ПЗ 3d; 9,15—9,55 м) доминировала перигляциальная лесотундра с участками сосново-еловых и кедрово-елово-сосновых редколесий. Пери-гляциальные редколесья из кедровидной сосны (Pinus sibirica), ели (Picea sect. Picea) и сосны обыкновенной (Pinus sylvestris) превалировали во время пятой фазы, характеризуемой палинозоной 3e (глубина 8,85— 9,15 м). В шестую фазу (ПЗ 3f; 8,75—8,85 м) на исследуемой территории преобладали перигляциальные лесотундры с небольшими участками елово-сосновых редколесий.
Интервал 35,3—32,6 тыс. л. н. был временем продолжительного господства перигляциальных тундр в условиях значительного похолодания климата. Развитие мерзлоты привело к образованию моховых и травяных болот. Господство в палиноспектрах пыльцы Betula nana, Poaceae и Cyperaceae, спор Sphagnum, Bryales, Selaginella selaginoides, Lycopodium dubium, Dip-hazium alpinum и других тундровых растений указывает, что рассматриваемый интервал относится к одному из заключительных периодов средневалдайского мегаинтерстадиала, предшествующих продвижению на исследуемую территорию поздневалдайского ледникового покрова.
Спорово-пыльцевые спектры, полученные для отложений на глубине 8,75—4,95 м, позволили ре-
конструировать семь следующих фаз в развитии растительности и климата этого холодного интервала.
В первую фазу (ПЗ 4a; 8,45—8,75 м) доминировала перигляциальная тундра, в которой господствовали ерниковые заросли (из карликовой березы Betula nana), кустарниковые сообщества из можжевельника, ивы, ольховника и др. и травяно-моховые болота. Вторая фаза (ПЗ 4b; 8,05—8,45 м) отличалась почти повсеместным распространением перигляциальной тундры с господством моховых болот и присутствием небольших сообществ из тундровых кустарников. (В песках на глубине 7,55—8,05 м обнаружены лишь единичные зерна пыльцы, поэтому время их формирования не охарактеризовано.) На протяжении третьей фазы (ПЗ 4c; 7,45—7,55 м) климат стал теплее; господствовала перигляциальная лесотундра с участками соснового редколесья (Pinus sylvestris). В следующую, четвертую фазу (ПЗ 4d; 6,95—7,45 м) в связи с похолоданием климата площадь лесов значительно сократилась. Возросла роль микротермных тундровых растений. В составе ландшафтов господствовали перигляциальные тундры, а в древостое редких лесотундровых сообществ преобладали сосна и лиственница. Новое непродолжительное потепление климата в пятую фазу (ПЗ 4e; 6,70—6,95 м) привело к сокращению роли тундровых кустарниковых сообществ. Возросло значение перигляциальной лесотундры и бореальных древесных пород (сосны Pinus sylvestris, лиственницы Larix и др.). Во время шестой фазы (ПЗ 4f; 6,25—6,70 м) начавшееся похолодание вызвало новую экспансию травянистых криофитов (Selaginella selaginoides, Diphazium alpinum, Lycopodium dubium, L. appressum и др.) и господство перигляциальной тундры. В финальную седьмую фазу (ПЗ 4g; 4,95—6,25 м) рассматриваемого стадиала в районе Вока доминировали открытые ландшафты перигляциальной тундры с ерниковыми зарослями (из карликовой березы Betula nana) и травяно-моховыми болотами.
Как видим, в пределах рассмотренного холодного интервала палиноспектрами на глубине 7,50 и 6,70—6,95 м выявлены два небольших потепления, имевших возраст 34,2 и ~33,7 тыс. л. н. В течение этих кратковременных потеплений доминирование пери-гляциальной тундры сменилось перигляциальными лесотундрами с небольшими участками редколесий, в которых эдификатором была сосна Pinus sylvestris.
Сопоставления палеоклиматической структуры изученного средневалдайского интервала с вариациями климатических сигналов гренландского ледяного керна, имеющими глобальный характер, показывает очень хорошую корреляцию палеоклиматической последовательности интервалов сурового и более мягкого климата в период времени примерно от 39 до 33 тыс. л. н. [8, 17]. Скорее всего, такое совпадение неслучайно и свидетельствует о высокой достоверности данных, полученных нами в разрезе Вока.
Заключение. Анализ представленных изменений природной среды в районе исследований свидетель-
ствует об индивидуальных особенностях реконструированных палеоклиматических этапов средневалдай-ского периода. Палинологические данные показали, что в составе лесных сообществ межстадиала, приходящегося на интервал времени 38,6—37,6 тыс. л. н. высокую долю составляли темнохвойные деревья — ель и кедровидная сибирская сосна, тогда как во время более молодого межстадиала в интервале 36,8—35,3 тыс. л. н. значение ели и Pinus sibirica в древостое лесов было намного меньше. В лесных биотопах этого теплого интервала весьма значительную роль играла лиственница (Larix 8р.).
Природные обстановки каждого холодного интервала также имели характерные черты. Прежде всего эти отличия касаются господствовавших зональных типов растительности. Климат более древнего похолодания был более аридным, и на исследуемой территории доминировали тундростепи и тундроле-состепи. В составе открытых травяно-кустарничковых биотопов преобладали марево-полынные сообщества. Во время длительного 2500-летнего похолодания в интервале примерно от 35,3 и по крайней мере до 32,6 тыс. л. н. в районе исследований господствовали перигляциальные тундры. В травяном покрове открытых ландшафтов превалировали злаки и осоки. Кроме того, намного более значительной в этот период была роль таких арктоальпийских и арктобореальных видов тундровых трав, как Selaginella selaginoides, Diphazium alpinum, Lycopodium dubium, L. appressum, Botrychium boreale и др.
Для детальной климато-хроностратиграфии существенное значение имеют данные о продолжительности реконструируемых межстадиальных и холодных (стадиальных) интервалов внутри валдайской ледниковой эпохи.
Согласно полученным методом ИК-ОСЛ данным, продолжительность охарактеризованных межстадиальных интервалов составляла примерно 1000 и 1500 лет. Следовательно, учитывая неполноту геоло-
гической летописи древнейшего из них вследствие весьма длительного перерыва (около 45 тыс. лет [14]), можно сделать вывод, что она составляла не менее 1500 лет.
Реконструированные средневалдайские похолодания по продолжительности отличаются еще больше. Продолжительность первого похолодания составляла примерно 800 лет (от 37,6 до 36,8 тыс. л. н.), а второго — не менее 2700 лет (от 35,3 до 32,6 тыс. л. н.).
Эти данные вкупе с полученными флористическими, фитоценотическими и климато-стратиграфиче-скими характеристиками изученных межстадиалов и стадиалов, на наш взгляд, необходимо учитывать при идентификации и корреляции палеогеографических событий валдайской ледниковой эпохи.
Таким образом, палинологические данные и результаты абсолютного датирования однозначно показывают, что изученная нами в разрезе Вока толща не является позднеледниковым образованием. Об этом свидетельствует сопоставление климато-фитоценотических особенностей и хронологических объемов изученных интервалов с аналогичными данными о позднеледниковых событиях в СевероЗападном регионе и на прилегающих территориях.
Во-первых, позднеледниковые теплые и холодные интервалы имели меньшую продолжительность, чем изученные в разрезе Вока. Во-вторых, интерстадиалы Воки значительно отличаются от аллерёда, весьма подробно охарактеризованного на территории Балтии, и по господствовавшим типам палеораститель-ности. В лесах реконструированных нами потеплений березовые древостои отсутствовали, а доминировали хвойные сообщества. Тогда как в районах Эстонии, Литвы и Латвии в первую половину аллерёда среди древесных пород преобладала береза и только во вторую его половину стала господствовать сосна [6, 3, 10]. В расположенных севернее районах Южной Карелии в лесах аллерёда также доминировала береза секции Albae (в том числе Betula pubescens) [4, 9, 22].
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Болиховская Н.С., Молодьков А.Н. К корреляции континентальных и морских четвертичных отложений Северной Евразии по палинологическим данным и результатам ЭПР датирования // Актуальные проблемы палинологии на рубеже третьего тысячелетия. М.: ИГиРГИ, 1999. С. 25-53.
2. Болиховская Н.С., Молодьков А.Н. Реконструкция развития палеоклиматических событий плейстоцена по данным палинологических и электронно-парамагнитно-резонансных исследований на территории Северной Евразии // Археология, этнография и антропология Евразии. 2002. № 2 (10). С. 2-21.
3. Кабайлене М.В., Гарункштис М.В., Раукас А.В. и др. История озер Прибалтики // История озер ВосточноЕвропейской равнины. СПб.: Наука, 1992. С. 18-143.
4. Лаврова Н.Б. Флора и растительность позднеледни-ковья Карелии (по данным спорово-пыльцевого анализа): Автореф. канд. дис. Петрозаводск, 2005.
5. Лийвранд Э.Д. Палинологические исследования ранне- и средневалдайских перигляциальных отложений Эстонии // Актуальные проблемы палинологии на рубеже третьего тысячелетия. Тез. докл. IX Всеросс. палинологической конф. М.: ИГиРГИ, 1999. С. 162-163.
6. Пиррус Р. Стратиграфическое расчленение позднелед-никовых отложений Южной Эстонии по данным спорово-пыльцевого анализа // Изв. АН ЭССР. Химия. Геология. 1969. № 2. С. 181-190.
7. Bassinot, F.C., Labeyrie, L.D., Vincent V. et al. The astronomical theory of climate and the age of the Brunhes-Matuyama magnetic re-versal // Earth and Planet. Sci. Lett. 1994. Vol. 126. P. 91-108.
8. Bolikhovskaya N, Molodkov A. Pollen and IR-OSL evidences for palaeoenvironmental changes between ca 39 kyr to ca 33 kyr BP recorded in the Voka key section, NE Estonia // Geol. Surv. of Finland. Spec. Pap. 2007. Vol. 46. P. 103-112.
9. Elina G.A., Filimonova L.V., Klimanov V.A. Late glacial and Holocene paleogeography of East Fennoscandia // Climate and environment changes of East Europe during Holocene and Late-Middle Pleistocene: Materials for IGU conference «Global changes and geography» Moscow, August 14—18, 1995). M.: Instit. Geography of Russian Academy of Sciences, 1995. P. 20-27.
10. Kabaitiene M, Raukas A. Stratigraphy of lake and bog deposits and climatic changes in the late-glacial and Holocene in the Soviet Baltic Republics: review // Boreas. 1987. Vol. 16. P. 125-131.
11. Liivrand E. Biostratigraphy of the Pleistocene deposits in Estonia and correlations in the Baltic region: Doct. Thes. Stockholm: Stockholm University, Department of Quaternary Res., 1991. 114 p.
12. Miidel A. Stop 14. Voka outcrop // Excursion Guide and Abstracts of the International Symposium on Human Impact and Geological Heritage (Tallinn, May 12-17). Tallinn, 2003. P. 33-35.
13. Miidel A., Raukas A., Tavast E, Vaher R. Influence of the bedrock topography on oil shale mining in North-East Estonia // Oil Shale. 2006. Vol. 23(4). P. 313-327.
14. Molodkov A. IR-OSL dating of uranium-rich deposits from the new late Pleistocene section at the Voka site, North-Eastern Estonia // Quatern. Geochronology. 2007. N 2. P. 208-215.
15. Molodkov A., Bolikhovskaya N. Eustatic sea-level and climate changes over the last 600 ka as derived from mollusc-based ESR-chronostratigraphy and pollen evidence in Northern Eurasia // Sediment. Geol. 2002. Vol. 150. P. 185-201.
16. Molodkov A., Bolikhovskaya N. Long-term palaeoenvi-ronmental changes recorded in palynologically studied loess-palaeosol and ESR-dated marine deposits of Northern Eurasia: Implications for sea-land correlation // Quat. Inter. 2006. Vol. 152-153. P. 37-47.
17. Molodkov A., Bolikhovskaya N, Miidel A., Ploom K. The sedimentary sequence recovered from the Voka outcrops, NorthEastern Estonia: Implications for late Pleistocene stratigraphy // Eston. J. of Earth Sci. 2007. Vol. 56, N 1. P. 47-62.
18. North Greenland Ice Core Project members. High-resolution record of Northern Hemisphere climate extending into the last interglacial period // Nature. 2004. Vol. 431. P. 203-207.
19. Raukas A., Stankowski W. Influence of sedimentological composition on OSL dating of glaciofluvial deposits: examples from Estonia // Geol. Quarterly. 2005. Vol. 49. P. 463-470.
20. Razina V., Savelieva L. Palynological results of the Late Glacial and Holocene sediments of Lake Il'men // Climate and environment during the Last Deglaciation and Holocene in NW Russia and around the Baltic. Abstract Volume (International Workshop, March 28-April 2, 2001). StP.: Znamenka, 2001. P. 36.
21. Shackleton N, Opdyke N. Oxygen isotope and palaeo-magnetic stratigraphy of equatorial Pacific core V28-238: oxygen isotope temperatures and ice volumes on a 105 and 106 year scale // Quatern. Res. 1973. Vol. 3. P. 39-55.
22. Wohlfarth B., Filimonova L., Bennike O. et al. Late-Glacial and Early Holocene Environmental and Climatic Changes at Lake Tambichozero, Southeastern Russian Korelia // Ibid. 2002. Vol. 58. P. 261-272.
Поступила в редакцию 17.12.2008
N.S. Bolikhovskaya, A.N. Molod'kov
VEGETATION AND CLIMATE OF THE SOUTH-EASTERN COAST OF THE GULF OF FINLAND
DURING THE PERIOD OF 39 TO 33 KYR BP
Pollen data on the Middle Valdaian (Middle-Weichselian) deposits are rather scarce in the NW Russian Plain. Representative pollen spectra and the results of IR-OSL dating of the Late Pleistocene sediments from a key section located in the vicinity of the Voka village provided a convincing evidence of noticeable changes in vegetation and climate on the territory the south-eastern coast of the Gulf of Finland during the period from 39 to 33 kyr BP. The palynological data prove that the period of the Middle-Weichselian sediment accumulation covers four climatic-stratigraphic subdivisions, i.e. two stages with rather severe climate (35.3 to 32.6 kyr BP and 37.6 to 36.8 kyr BP) and two interstadials with relatively milder climatic conditions (36.8 to 35.3 kyr BP and 38.6 to 37.6 kyr BP). Changes of vegetation and climate during each of these time intervals are described in detail.
Key words: pollen data, IR-OSL dating, Late Pleistocene interstadials and cooling periods, reconstructions of vegetation and climate.
