Палинологическая характеристика и возраст повторно-жильных льдов в устье р. Гыда

РФФИ 17-05-00794

Введение

Изученное авторами местонахождение повторно-жильных и пластовых льдов расположено на окраине пос. Гыда, на севере Гыданского п-ова, в устье р. Гыда, в 380 км к северу от пос. Тазовский. Координаты 70°53ʹ41ʺ с. ш. 78°30ʹ14ʺ в. д. (рис. 1, 2).

Рис. 1. Пос. Гыда, расположенный в устье р.Гыда (а), на противоположном берегу отчетливый полигонально-жильный рельеф (б)

Первое географическое описание этой местности было сделано в 1730 г. отрядом М. Выходцева. В 1866 г. здесь побывала экспедиция Ф. Б. Шмидта ^[1], который направлялся в район озер Ямбуто на севере Гыданского полуострова, где был обнаружен труп мамонта, которого с тех пор называют – “мамонт Шмидта”. 26 апреля 1865 года Ф.Б. Шмидт нашел местонахождение мамонта в верховьях реки Гыды, но оно было покрыто снегом, и о раскопках не могло быть и речи. Шмидт решил вернуться на это же место для раскопок в июле. Все это время он провел в районе Бреховских островов. Он вновь прибыл на место находки 22 июля и за десять дней провел раскопки. Останки мамонта находились в овраге, впадающем в озеро Нельгато. Впервые его кости обнаружили около десяти лет назад жившие поблизости юраки. Тогда было найдено несколько костей и один бивень. Спустя несколько лет был найден второй бивень. При этом череп мамонта был разбит. Последние два года местные жители продолжали выкапывать кости и складывать их рядом. Ф.Б. Шмидт провел раскопки оставшихся костей. Он нашел несколько кусков кожи и около пуда шерсти. Все находки были отправлены в Санкт-Петербург. В 2013 году недалеко от села Гыда был обнаружен мамонтенок в уникальной сохранности: с шерстью, мягкими тканями и бивнями. К сожалению, ввиду труднодоступности места, в котором была сделана находка, останки мамонта не удалось своевременно законсервировать ^[2]. В 1923 г. в районе, где сейчас расположен пос. Гыда проводил исследования Б. Н. Городков ^[3]. В 1935 г. началось строительство поселка Гыда, который до 1976 г. назывался Гыдоямо.

Исследуемая территория относится к полярной почвенно-биоклиматической области. Климат исследуемой территории характеризуется как резко континентальный арктический.

Рис. 2. Поселок Гыда, в устье р. Гыда летом (а) и зимой (б). Фото Ю.Квашнина

На особенности погоды на Гыданском полуострове большое воздействие оказывает перемещение масс арктического воздуха и воздуха умеренных широт. Вследствие их взаимодействия развиваются интенсивные циклоны на арктическом фронте, положение которого меняется в зависимости от времени года. В январе, когда господствует перенос континентальных воздушных масс из центральных районов Сибири юго-восточными ветрами, арктический фронт располагается к северу от береговой черты. В июле господствуют северо-восточные потоки, переносящие арктический воздух через береговую черту на материк, поэтому фронт находится значительно южнее береговой линии. С октября по март территория на Гыданского полуострова, как правило, становится охваченной наиболее интенсивными циклонами. На севере Гыданского полуострова в среднем за зиму перемещается до пяти циклонов в месяц, а в зимнее время их число увеличивается до шести-восьми. Повторяемость антициклонов зимой незначительна. В среднем за месяц наблюдается не более двух антициклонов. В летнее время господствуют массы холодного арктического воздуха, и очень редко (1-2 раза в месяц) с запада и юго-запада циклоны приносят сравнительно теплые воздушные массы ^[2].

Среднегодовая температура воздуха в пос. Гыда составляет –10,6°C, хотя и абсолютный максимум летом для полуострова также отмечен в июле в пос. Гыда и составил 31°C. (табл. 1).

В среднем количество осадков в год достигает до 300 мм. Абсолютным минимумом температуры является минус шестьдесят один градус. Снежный покров достигает семидесяти – восьмидесяти сантиметров. Период устойчивых морозов длится до двухсот дней.

Таблица 1

Температура воздуха в течение года в пос. Гыда ^[4]

Среднемесячная скорость ветра в районе пос. Гыда достигает 7-8 метров в секунду. Зимой здесь отмечается и наибольшее число дней со штормом – в среднем 4-6 в месяц. Летом среднемесячная скорость ветра изменяется от 6-7 метров в секунду. Максимальная скорость ветра зимой в северной части района достигает 45 метров в секунду, летом – 34 метра в секунду ^[2].

Большое влияние на формирование климата исследуемой территории оказывают многолетнемерзлые породы, близость Карского моря, обилие болот, озер и рек. Большинство участков Гыданской губы имеет небольшую глубину, что так же, как и в Тазовской губе, обеспечивает незначительную разницу температуры воды от поверхности до дна. В июле вода в Гыданской губе прогревается в среднем до 10°С с максимальной температурой 15°С и минимальной 3°С. В августе средняя и максимальная температура воды несколько ниже, чем в июле, и составляет соответственно 9°С и 12°С, минимальная ее температура наоборот выше (7°С). В сентябре вода охлаждается в среднем до 3°С с минимальным значением 0,2°С, а в октябре – до 0°С ^{[2, 5]}. Южнее параллели мыса Мамонта вода в Гыданской губе пресная. Севернее соленость возрастает до 4‰ у мыса Минина и до 12‰ у острова Шокальского ^[5].

Река Гыда (ненецкое название Нярмесаля), берет свое начало из озера Хосейнто, впадает в восточную часть губы одноименной губы Карского моря. Протяженность 60 км, река полностью протекает в пределах тундровой зоны.

Особенности почвенного покрова территории обусловлены его развитием на многолетнемерзлых породах в условиях сурового климата, слабой дренированности поверхности, широкого распространения заболачивания, активного развития криогенных процессов. Низкое содержание органических веществ в почвенном профиле определяется низкой продуктивностью фитоценозов. Для большей части почв характерно развитие торфяного или торфянистого горизонтов, высокая кислотность верхних горизонтов, бедность азотом и минеральными солями.

Мохово-лишайниковые тундры протянулись широкой полосой от Гыданской губы на севере до северной части Тазовского полуострова и водораздела бассейнов реки Танама и Мессояха на юге. В северной части этой подзоны и расположен пос. Гыда. В типичных тундрах наиболее возвышенной части северо-восточных районов Гыданского полуострова насчитывается 188 видов сосудистых растений ^{[6, 7]}. В составе растительности подзоны мохово-лишайниковых тундр наряду с арктическими и арктоальпийскими видами значительно распространены гипоарктические растения (карликовая березка, голубика, багульник и др.), возрастает и число представителей бореальной флоры. Экологические условия мохово-лишайниковых тундр более благоприятны по сравнению с арктическими тундрами вследствие увеличения количества поступающего тепла и влаги, а также продолжительности вегетационного периода. Благодаря мощной, равномерно залегающей снежной толще напочвенный растительный покров становится более сомкнутым. Заметную роль начинают играть кустарнички, отсутствующие в арктических тундрах. Для подзоны характерно преобладание моховых и лишайниковых тундр в сочетании с гипново-травяными и дикраново-лишайниково-сфагновыми болотами. Растения образуют три яруса: кустарники, кустарнички и травы, мхи и лишайники. Моховой покров представлен зелеными мхами (аулокомниум, гилокомиум, кукушкин лен) с вкраплениями таких видов лишайниковых, как кладонии и цетрарии. Кустарниковый ярус представлен ерником, а также сизой и мохнатой ивой. Для травяно-кустарничкового яруса характерны осоки, брусника, ива полярная, мятлик, вейник, овсяница, нардосмия и др. На крутых склонах и вершинах холмов растительность соответствует дриадовым тундрам. Для низин характерны пушицы, осоки и стелющийся ерник. На водораздельных равнинах северо-восточной части Гыданского полуострова распространены пушицевые тундры с развитым моховым покровом и богатым разнотравьем, в которых можно встретить иву и карликовую березку ^[6].

Для тундр близ пос. Гыда характерны полигонально-валиковые болота, занимающие плоские понижения рельефа и поверхности низких морских и надпойменных речных террас (рис. 3). Поверхность болот разбита морозобойными трещинами на правильные прямоугольники, а иногда – шестиугольники, имеющие от 5 до 30 метров в поперечнике. По краям полигонов вдоль трещин шириной от 0,5 до 4 метров сформированы торфяные валики высотой 20–50 сантиметров и шириной до 1–1,5 метра.

Рис. 3. Полигонально-жильный рельеф на пойме р.Гыда

Разрез 7-метровой первой террасы в устье р. Гыда уникален тем, что в сравнительно небольшом разрезе вскрыто две генерации повторно-жильных льдов (позднеплейстоценовая и голоценовая жилы) и четыре яруса линзовидных ледяных прослоев (рис. 4, а, б, 5, а, б). Сингенетические повторно-жильные льды находятся в парагенезе с пластовыми льдами. Позднеплейстоценовый повторно-жильный лед рассекает толщу под углом, при этом оторфованные прослои в нижней части разреза смещены относительно ледяной жилы (см. рис. 4, а).

В разрезе первойтеррасы в устье р. Гыда сверху-вниз вскрываются:

0-1,73 м. Песок мелкий светло-серый с вкраплениями торфа.

1,73-7,0 м. Переслаивание сильно опесчаненной супеси темно-серой и торфа аллохтонного коричневого.

Мощность прослоев супеси 0,2 – 0,4 см, прослоев торфа 0,3–0,5 см. Отмечено четыре яруса линзовидных пластов льда мощностью 0,3-0,4 м, длиной 6-8 м. Пласты льда приурочены к оторфованным отложениям.

В процессе полевого исследования был произведен отбор образцов органики на радиоуглеродный анализ, образцов льда на анализ изотопов кислорода и водорода, вмещающих отложений и льда на спорово-пыльцевой анализ.

Рис. 4. Разрез позднеплейстоценовых отложений, слагающих низкую 7-10-метровую террасу в устье р. Гыда, п-ов Гыданский: плейстоценовый повторно-жильный лед рассекает пластовый лед: а – позднеплейстоценовая ледяная жила рассекающая толщу слоистых оторфованных песков и супесей с линзами пластового льда; б – нижний ярус пластовых льдов в основании разреза

Рис. 5. Голоценовая ледяная жила в верхней части разреза у пос. Гыда – а, общий вид верхней части разреза – б

Согласно результатам изотопных определений (табл. 2, рис. 6, а) значения δ¹⁸O резко дифференцированы, особенно в ледяных пластах. Диапазон значений δ¹⁸O в пластовых ледяных залежах превышает 18‰ (от –34,3 до –16,2‰), (рис. 6, а). В целом значения δ¹⁸O возрастают от нижнего пласта к верхнему, хотя и внутри каждой отдельной линзы они заметно варьируют (внутри некоторых ледяных линз разница величин δ¹⁸O достигает 4-9‰) Изотопный состав отдельных пластов льда различается очень существенно. Так для нижнего прослоя пластового льда получены значения δ¹⁸О = –30, –34‰, а для верхнего δ¹⁸О = –23, –16‰^[8]. При этом изотопный состав сингенетической жилы свидетельствует о ее позднеплейстоценовом возрасте (–20, –23‰).

Таблица 2

Распределение δ¹⁸O в линзовидных ледяных пластах, залегающих в толще первой террасы близ пос.Гыда

Результаты радиоуглеродного датирования отложений 7-метровой террасы показали, что разрез (рис. 6) практически весь сложен аллохтонной переотложенной органикой. Здесь практически ни одна датировка не является бесспорной. Это связано как с наличием аллохтонной органики, так и со сложной историей формирования отложений террасы. Слои песка и оторфованной супеси справа от ледяной жилы залегают горизонтально, а слева - под углом около 20° (см. рис. 2).

Поскольку верхние прослои торфа в Гыдинском разрезе по датировкам старше, а нижние моложе, можно предположить, что данный массив сформировался в результате размыва и переотложения позднеплейстоценового торфяника, расположенного неподалеку. Переотложение происходило последовательно: вначален размывались верхние более молодые слои позднеплейстоценового торфяника и откладавались в устьевой части реки снизу, а затем размывались более древние части торфяника и накапливались в устьевой части поверх ранее отложенной более молодой органики, так, вероятнее всего сформировалась эта весьма выразительная хронологическая инверсия.

Рис. 6. Датирование разреза позднеплейстоценовых и голоценовых отложений, слагающих низкую террасу в устье р. Гыда, Гыданский п-ов: а) общий вид, б) фрагмент голоценовой части левой части разреза; в) фрагмент голоценовой части правой части разреза:

1 – рассеянный растительный детрит, 2 – песок, 3 – супесь, 4 – направление слоистости, 5 – повторно-жильный лед, 6 – пластовый лед, 7 – точки отбора проб на палинологический анализ, 8 – точки отбора проб на радиоуглеродный анализ

Для проверки этого предположения были изучены палиноспектры отложений и всех видов льдов, встреченных в данном разрезе (табл. 3). Особое внимание уделялось образцам, которые были датированы, при этом анализировалась совместимость компонентов, степень повреждения пыльцевых зерен и спор и их концентрация.

Отметим, что максимальное содержание переотложенных (четвертичных и дочетвертичных) пыльцы и спор обнаружено в пляжевых фациях отложений Карского моря. На побережье Гыданского полуострова максимальная величина переотложения составляет 59,5% (даже в его северной части на побережье п-ова Мамонта), модальное значение содержания переотложенных палиноморф, полученное в результате статистической обработки - 35% и Гыданского п-ова. Русловые отложения также содержат большое количество переотложенных палиноморф. На Гыданском п-ове самое высокое содержание переотложенных пыльцы и спор встречено в русловых отложениях среднего течения р.Танама - 32,7%. Среднестатистическое значение содержания переотложенных пыльцы и спор колеблется от 5-10% на Гыданском п-ове. На поверхности высокой поймы рек на севере Западной Сибири переотложение отмечается постоянно, но в очень небольших количествах, изредка достигая максимальных значений. Максимум отмечен на пойме р. Танама - 22,4%. Статистически рассчитанное среднее содержание переотложения составляет 5-10% для пойменных отложений. Субфоссильные спектры, характеризующие почвенно-болотные отложения, также содержат пыльцу и спора относимые к иным эпохам. Нами обнаружено высокое содержание переотложенных палиноморф в поверхностных пробах отрицательных форм микро- и мезорельефа. Среднестатистическое значение содержания переотложенных пыльцы и спор на плакорах не превышает 5%.^[9].

Палинологическая характеристика датированных образцов дает возможность адекватно оценить полученные датировки (табл. 4). Образец 303-YuV/46 отобран на глубине 1,6 м, непосредственно над ледяной жилой из сильно оторфованного песка.. Этот образец датирован 14810 ± 280 лет (ГИН-3603). Он насыщен обломками спикул губок, диатомовых водорослей, встречено несколько разновидностей водорослей Pediastrum. Пыльца древесных (12%) отнесенная к непереотложенным также представлена пыльцой хвойных пород – ели и сибирского кедра, и, лишь единично, пыльцой березы (Betula sect. Albae). Пыльца кустарников (16%) представлена в основном карликовой березкой и единично ольховником и ивой. Очень разнообразен состав пыльцы разнотравья, хотя в количественном отношении пыльцы трав немного - 7%. Показателем недостоверности (удревнённости) полученной радиоуглеродной датировки является довольно высокое содержание переотложенных пыльцы и спор 28%. Образец 303-YuV/51, который датирован 15890 ± 150 лет (ГИН-3585), отобран с глубины 3,45 м. В нем содержание переотложенных палиноморф – 12,7%, он также содержит множество обломков спикул губок и диатомей. Переотложенные формы представлены, как и в первом образце, в основном неопределимой пыльцой семейства хвойных, а также пыльцой пихты, ели и сосны. Встречена единично пыльца Castanopsis sp., Juglandaceae, Sapotaceae и другие формы, характерные для палеогеновых палинокомплексов, однако, здесь также отмечено несколько позднемеловых форм. Это говорит о фоновом переотложении, которое характерно для отложений субаквального генезиса. Датировка может быть удревнена. Можно сказать, что оба эти образца сформировались в едином седиментационном цикле, поскольку часть спектра, отнесенная к переотложенным, представлена практически одними и теми же палиноморфами. Синхронная процессу формирования осадка часть спектра имеет следующий состав: пыльца деревьев (13%) представлена пыльцой сосны сибирской (4%) и березой (5%). Среди пыльцы кустарников (9%) доминирует пыльца карликовой березки (8%). Группа пыльцы травянистых растений (37%) представлена в основном тундровыми доминантами: злаки 17%, осоки 13%, верескоцветные 2%, полынь 3%. Содержание доплейстоценовой переотложенной пыльцы составляет 12%, что не может служить достаточным основанием для индикации удревнения. Однако из залегающего ниже торфа получена более молодая радиоуглеродная датировка. Следовательно, в крупных фракциях торфа содержится довольно большое количество переотложенного органического материала. Образец 303-YuV/69, датированный 12090 ± 220 лет (ГИН-3611), отобран с глубины 3,75 м. Это торф с остатками листьев карликовой березы, который содержит большое количество обломков спикул губок и диатомей. Содержание переотложенных составляет здесь всего 6%. Переотложенные палиноморфы представлены в основном единичными палеогеновыми формами. Синхронная осадку часть спектра - пыльца древесных – представлена в основном пыльцой березы (10,3%), пыльца хвойных пород встречена единично. Среди пыльцы кустарников доминирует пыльца карликовой березы (25%), с участием пыльцы ивы и ольховника. Среди пыльцы трав и кустарничков практически не встречено пыльцы разнотравья. Хотя содержание переотложенных пыльцы и спор составляет 6% и не может быть признаком переотложения, полученная дата не достоверна, поскольку радиоуглеродная датировка образца, отобранного на 0,25 м ниже значительно моложе – 10570 ± 350 лет (ГИН-3593). Очевидно, что аллохтонная органика содержится в основном в более крупных фракциях, а не в пыльцевом концентрате. Образец 302-YuV/10, датированный 12300 ± 400 лет (ГИН-3597), отобран с глубины 5,10 м из торфа в основании разреза. Он принципиально отличается от других образцов. Разнообразие выделенных здесь компонентов в несколько раз превосходит вышеописанные палиноспектры. Разнообразие отмечается как в группе заведомо переотложенной пыльцы (24%), так и среди пыльцы и спор, отнесенных к синхронным. При этом встречены палеогеновые, меловые, юрские и палеозойские формы, среди них количественно преобладает неопределенная пыльца хвойных. По разнообразию определенных видов палиноспектр представляет несомненно отражает позднеплейстоценовые ландшафты. Датировка по этому образцу скорее всего достоверна, поскольку получена по веточкам и стебелькам в прижизненном положении, хотя переотложенных палиноморф много, но также заметна и роль пыльцы и спор местных растений. На основании данных радиоуглеродного датирования образцов органического вещества можно предположить, что переотложение в основном сосредоточено в более крупных фракциях. В то время как достоверность палинологической характеристики данного разреза неравноценна в разных точках разреза.

Наиболее достоверны данные по нижней части разреза и по палиноспектрам из повторно-жильных и пластовых льдов. Это подтверждает водный генезис отложений. Основная масса переотложенных форм (более половины) представлено неопределенной пыльцой семейства Pinaceae, а также пыльцой пихты, ели и сосны, единично встречена экзотическая реликтовая пыльца, характерная для палеогеновых комплексов Западной Сибири.

Достаточно высокое содержание переотложенных пыльцы и спор (см. табл. 3, 4, 5, 6) служит показателем недостоверности большинства радиоуглеродных датировок. Возможно, что отложения в основании массива накапливались в условиях озера на пойме 11-13 тыс. лет назад, а вышезалегающие слои отражают разные фации аллювиальных отложений (10-3 тыс. лет назад).

Полученные данные позволили выделить локальные палинозоны, отвечающие сменам преобладающих фитоценозов и обстановок осадконакопления.

Рис. 7. Спорово-пыльцевая диаграмма разреза низкой 7-10-метровой террасы Гыда, на севере Гыданского п-ова:

1 – песок; 2 – повторно-жильный лед; 3 – торф и растительные остатки; 4 – пыльца древесных пород; 5 – пыльца кустарников; 6 – пыльца трав и кустарничков; 7 – споры

В интервале глубин 5,1-4,8 м выделяется локальная палинозона ГЛП-1 (Betula sect. Nanae + Alnaster), она датируется в интервале 13,5-12 тыс. лет. Основная особенность палиноспектров – это присутствие пыльцы ольховника (до 15%), заметное количество пыльцы Betula sect. Albae (10-14%). Это позволило реконструировать суммы летних температур в интервале 500-800 град. × суток.

Абсолютное доминирование пыльцы карликовой березки (Betula sect. Nanae) (до 87%) позволило выделить палинозону ГЛП-2. На глубине 4.75 м палиноспектры отвечают снижению суммы положительных температур до 400 град. × суток (несомкнутый растительный покров и занос пыльцы карликовой березки из более южных районов). Выше, в интервале 4,75-4,64 м палиноспектры характеризуются доминированием пыльцы карликовой березки и участием пыльцы кедра сибирского. Реконструированные суммы летних температур 500-800 град × суток.

Палиноспектры самого нижнего пласта льда, который характеризуются очень низкими значениями δ¹⁸О (–30,1‰; –34,3‰), соответствуют палиноспектрам арктических пустынь. Здесь в основном преобладают споры зеленых мхов (22-27%), пыльца полярной ивы составляет 4-14%, пыльца разнотравья 1-16%. Причем отмечены недоразвитые пыльцевые зерна, что для севера Западной Сибири необычно, зато недоразвитые пыльцевые зерна разнотравья часто встречаются в позднеплейстоценовых отложениях и льдах на севере Якутии. Заметим, что в пластовых льдах мы не обнаружили переотложенных доплейстоценовых палиноморф, хотя во вмещающих пласты отложениях они содержатся в заметных количествах, что не совсем характерно для залежей сегрегационного типа. Низкая концентрация пыльцы и спор не позволяет делать более определенные выводы. Однако полученные радиоуглеродные датировки позволяют предположить, что данный пластовый лед сформировался в период низких летних температур. Если использовать для пластового льда метод реконструкции биомов и суммы положительных температур около 200 град. × суток. Аналогов на территории севера Западной Сибири для таких условий в настоящее время нет. Мы выделяем в основании разреза локальную палинозону ГЛП-3 (Varia + Bryales), на основании палиноспектров из пластовых льдов (см. табл. 6).

Локальная палинозона ГЛП-4 (4,55 -3,67 м) (Betula sect. Nanae + Poaceae + Alnaster) примерно соответствует временному интервалу 10,2-10,0 тыс. лет и отвечает распространению ландшафтов северных гипоарктических тундр т.е. условиям близким к современным. На глубине 3,91 м отмечен пик содержания пыльцы хвойных - сибирского кедра и ели (в сумме 40%), при практически не изменившемся характере локальной составляющей палиноспектра. Возможно это свидетельствует о существенной перестройке растительного покрова в более южных районах и сравнительно стабильной обстановке на севере Западной Сибири. Пик пыльцы хвойных выше замещается локальным пиком ольховника, что свидетельствует небольшом смещении к северу границ растительных зон.

Локальная палинозона ГЛП-5 (3,63-1,4 м) (Betula sect. Nanae + Poaceae) отнесена нами к временному интервалу 10-6 тыс. лет назад, т.е. к голоцену. В этот период одновременно с отложениями накапливались и повторно-жильные льды. Поэтому палинологическая характеристика льда отражает пыльцевой дождь этого времени. Здесь доминирует пыльца карликовой березки и ольховника и верескоцветных – региональные компоненты. Пыльцевой дождь соответствует ландшафтам гипоарктических тундр. На глубине 3,5 м отмечается пик содержания пыльцы хвойных (до 48%) при довольно высоком содержании пыльцы карликовой березки. На диаграмме повторно-жильных льдов можно увидеть, что пик пыльцы хвойных предшествовал росту содержания пыльцы карликовой березки в региональном пыльцевом дожде.Данные палиноспектры отвечают улучшению климатической обстановки вегетационного периода и смещению растительных зон к северу. За пиком хвойных также отмечен локальный максимум содержания пыльцы ольховника.

Локальная палинозона ГЛП-6 (1,4-0,7 м) (Pinus sibirica–Ericaceae) характеризуется высокими значениями переотложенных палиноморф (23-25%). Поэтому палинологическая характеристика требует интерпретации их как палиноспектров тундрового типа с существенным участием дальнезаносных элементов палиноспектров. Эти палиноспектры отражают ландшафты гипоарктических тундр, колебания суммы положительных температур практически не выражены они изменяются в пределах 500-600 град. × суток.

Локальная палинозона ГЛП-7 (0,7-0,0 м) (Betula sect. Nanae + Poaceae) свидетельствует о смене доминант в составе регионального пыльцевого дождя и отражает некоторое смещение к югу ареала сибирского кедра с одновременным повышением теплообеспеченности локальной растительности, о чем свидетельствует повышение пыльцевой продуктивности карликовой березки. Палиноспектры соответствуют северной полосе гипоарктических тундр.

Рис. 8. Спорово-пыльцевая диаграмма из ледяной жилы в отложениях 7-10-метровой террасы Гыда, на севере Гыданского п-ова:

1 – песок; 2 – повторно-жильный лёд; 3 – торф и растительные остатки; 4 – пыльца древесных пород; 5 – пыльца кустарников; 6 – пыльца трав и кустарничков; 7 – споры

Палинологическая характеристика повторно-жильного льда (рис. 8, табл. 5) свидетельствует о том, что его накопление началось в условиях развития сфагнового болота в ивняковых тундрах. Затем региональный пыльцевой дождь изменился, повысилось содержание пыльцы карликовой березки и березы древовидной, а также пыльцы верескоцветных. Палинологическая характеристика льда отражает региональный весенний пыльцевой дождь и может быть сопоставлена с верхним фрагментом розового льда на третьей террасе у пос. Сеяха ^[10], где наблюдается такая же последовательность локальных максимумов.

По результатам радиоуглеродного датирования органики, оаределения изотопного состава пластовых и повторно-жильных льдов, изучения палиноспектров льдов и вмещающих их отложений в разрезе низкой террасы у пос. Гыда получены следующие выводы:

- На основании высокого содержания доплейстоценовых палиноморф и инверсий радиоуглеродных датировок доказано существенное переотложение органического материала в процессе накопления отложений, что, вероятно, связано с перемывом более древних отложений.

- В данном разрезе зафиксировано 7 циклов средне-периодных достаточно контрастных изменений структуры спорово-пыльцевых спектров длительностью 0,5-2 тыс. лет. Эти циклы выражены в смене палинодоминантов. Палиноспектры с преобладанием пыльцы карликовой березки и ольховника сменяются палиноспектрами с доминированием пыльцы злаков и осок в интервале глубин от 0 до 5,5 м, датируемом примерно 3-13 тыс. лет. Это связано как с изменением условий вегетации, так и со сменой субаквальных и субаэральных фаз развития повторно-жильного комплекса.

- Отложения накопились в условиях чередования субаэрального и субаквального режима в интервале примерно 3-13 тыс. лет назад.

- Повторно-жильные льды формировались в конце позднего около 11-12 тыс. лет и в голоцене в интервале 3-4 тыс. лет назад.

- В результате реконструкции суммы температур вегетационного периода установлен диапазон их колебаний от 200 до 800 град. × суток, что соответствует изменениям растительного покрова от арктических к гипоарктическим тундрам.

Таблица 3

Состав пыльцы и спор в отложениях 7-метровой террасы в устье р. Гыда

Продолжение 1 таблицы 3

Продолжение 2 таблицы 3

Продолжение 3 таблицы 3

Продолжение 4 таблицы 3

Продолжение 5 таблицы 3

Продолжение 6 таблицы 2

Продолжение 7 таблицы 3

Таблица 4

Содержание пыльцы и спор в датированных образцах в многолетнемёрзлых отложениях 7-метровой террасы в устье р.Гыда

Таблица 5

Содержание пыльцы и спор в голоценовых и плейстоценовых повторно–жильных льдах в разрезе 7–метровой террасы в устье р.Гыда

Таблица 6

Содержание пыльцы и спор в сегрегационных пластовых льдах в разрезе 7–метровой террасы в устье р.Гыда

Выводы

1). Доказано существенное переотложение органического материала в процессе накопления отложений в толще первой террасы у пос. Гыда.

2). Отложения первой террасы накопились в условиях чередования субаэрального и субаквального режима в интервале примерно 3-13 тыс. лет назад.

3). Повторно-жильные льды формировались сингенетически отложениям первой террасы в конце позднего плейстоцена около 11-12 тыс. лет назад и, синхронно накоплению озерно-болотным отложениям в голоцене в интервале 3-4 тыс. лет назад

4). В разрезе первой террасы зафиксировано 7 среднепериодных циклов, достаточно контрастных изменений структуры спорово-пыльцевых спектров длительностью 0,5-2 тыс. лет. Эти циклы выражены в смене палинодоминантов в интервале глубин от 0 до 5,5 м, датируемом примерно 3-13 тыс. лет.

5). В результате реконструкции суммы температур вегетационного периода установлен диапазон их колебаний от 200 до 800 град. × суток.

6). В гомогенной автохтонной 4-ярусной пластовой залежи у пос.Гыда значения δ¹⁸O резко дифференцированы даже в пределах одного пласта, еще более существенны различия в соседних линзах. Общий диапазон значений δ¹⁸O в пластовых ледяных залежах превышает 18‰ (от –34,3 до –16,2‰), тогда как в синхронных им жильных льдах они варьируют от –22,5 до –19,9‰ (и отражает среднее значение содержания ¹⁸O в зимних осадках). Исходный водоносный горизонт, который послужил источником воды для образования ледяных линз, вероятнее всего, характеризовался значениями δ¹⁸O от –20 до –18‰. Его промерзание происходило в закрытых условиях, в результате интенсивное криогенное фракционирование привело к ярко выраженной дифференциации значений δ¹⁸O в разных залежах и даже в разных частях одной и той же ледяной линзы.

7). Анализ пыльцы и спор в горизонтально залегающих ледяных пластах в устье р.Гыда позволил идентифицировать лед как внутригрунтовый. Основными индикаторами внутригрунтовой природы гомогенной автохтонной 4-ярусной пластовой залежи служат: а) типично тундровый характер палиноспектров – доминирование пыльцы карликовой березки (7-22%) и злаков (8-19%); б) присутствие спор зеленых мхов в значительных количествах (3-27%); в) разнообразный состав пыльцы тундрового разнотравья (растений энтомофильных видов – 1-16%); г) присутствие пыльцы верескоцветных (5-7%); д) отсутствие пыльцы термофильных деревьев в первичном залегании.