Эволюция климата и ландшафтов Нижнего Поволжья в голоцене Текст научной статьи по специальности «Науки о Земле и смежные экологические науки»

УДК 581.33.551.794(470.46) Н.С. Болиховская1

ЭВОЛЮЦИЯ КЛИМАТА И ЛАНДШАФТОВ НИЖНЕГО ПОВОЛЖЬЯ В ГОЛОЦЕНЕ

По результатам палинологического анализа и 14С-датирования наиболее информативных разрезов голоценовых отложений детально реконструированы многократные смены зональных типов растительности и трансформации зональных и интразональных растительных формаций, происходившие в ландшафтах Нижнего Поволжья на протяжении последних 10 тыс. лет. Установлены ландшафтно-климатические особенности и хронологические рамки 26 фаз изменения природной среды в голоцене. Выполнена корреляция реконструированных палеоклиматиче-ских этапов с голоценовыми трансгрессиями и регрессиями Каспийского моря. Созданная детальная схема периодизации палеоклиматических событий будет служить климатостратигра-фическим каркасом для последующих палеогеографических исследований голоцена Северного Прикаспия.

Ключевые слова: Нижняя Волга, голоцен, палинологические спектры, 14С датирование, реконструкции растительности и климата, ландшафты, трансгрессии и регрессии Каспия.

Введение. Смены ландшафтных обстановок на территории Северного Прикаспия в последние 10 тыс. лет были обусловлены изменениями климата и колебаниями уровня Каспийского бассейна. На основании геолого-геоморфологических, историко-археологиче-ских, малакофаунистических данных и результатов радиоуглеродного (14С) датирования установлены возраст, гипсометрия береговых линий и иерархия многократных трансгрессий и регрессий Каспия в голоцене [10, 14, 17, 19, 20].

По материалам палинологического (спорово-пыльцевого) анализа донных осадков Каспийского моря, озерных, аллювиальных и субаэральных отложений в северо-западном и северо-восточном секторах Прикаспия реконструированы климатические условия и растительные сообщества, произраставшие в прибрежных районах моря во время мангышлакской регрессии, в максимум новокаспийской трансгрессии и фазы позднеатлантического периода [1, 2, 11, 12, 22]. Для этих палеогеографических этапов с помощью математических методов количественной оценки параметров палеоклимата по спорово-пыльцевым спектрам получены значения количества среднегодовых осадков, температуры года, июля и января [3, 8].

Созданию целостной картины эволюции растительности и климата в течение всей современной межледниковой эпохи препятствовало отсутствие данных по прикаспийским разрезам, в которых отложения голоцена были бы представлены в полном объеме, имели репрезентативную палинологическую характеристику и серию радиоуглеродных датировок.

Впервые результаты подробного палинологического изучения осадков, полноценно датированных радиоуглеродным методом, позволившие реконструировать непрерывную последовательность изменений растительного покрова и климата в Нижнем Поволжье в голоцене, получены нами в конце 1980-х гг. [5, 6].

По материалам дальнейших исследований выполнен сравнительный анализ климато-фитоценотических сукцессий голоцена районов Волго-Ахтубинской поймы и дельты Волги и установлены закономерности ландшафтно-климатических изменений, происходивших на изучаемой территории в течение последних 10 тыс. лет [7, 23].

В статье по результатам детального палинологического анализа и радиоуглеродного датирования наиболее информативных в палеогеографическом отношении голоценовых разрезов подробно реконструированы смены зональных типов растительности и трансформации зональных и интразональных растительных формаций в голоценовых ландшафтах региона Нижнего Поволжья, которые происходили под влиянием глобальных климатических колебаний и изменений эдафических условий. Выполнена корреляция реконструированных палеоклиматических событий с голоценовыми трансгрессиями и регрессиями Каспийского моря. Полученная схема периодизации различных палеоклиматических событий может служить климатостратиграфическим каркасом при последующих палеогеографических исследованиях голоцена Северного Прикаспия. Установленные ландшафтно-климатические особенности и хронологические рамки реконструированных этапов изменения природной среды будут способствовать разрешению дискуссионных вопросов о возрасте климатообусловленных трансгрессивных и регрессивных стадий Каспийского бассейна и интенсивности преобразования голоценовых ландшафтов Северного Прикаспия в различные трансгрессивные и регрессивные эпохи.

Материалы, методы и район исследования. Основными объектами исследований были избраны разрезы наиболее индикационного в палинологическом отношении района Северного Прикаспия — Волго-Ах-тубинской поймы, растительность которой, как по-

1 Московский государственный университет имени М.В. Ломоносова, географический факультет, научно-исследовательская лаборатория новейших отложений и палеогеографии плейстоцена, вед. науч. с., докт. геогр. н., e-mail: nbolikh@geogr.msu.ru

казали полученные результаты, активно реагировала на изменения климата и связанные с ними колебания уровня Каспия. Выполнен спорово-пыльцевой анализ осадков двух разрезов, расположенных вблизи с. Соленое Займище (на 5 км южнее г. Черный Яр Астраханской обл.) (47°54' с.ш., 46° 10' в.д.; абс. высота около -19...-20 м). Разрез 1 (Р.1) представлен 5-метровой толщей, которая вскрыта скважиной на осушке старичного озера, развитого на поверхности высокой поймы. По результатам палинологического анализа 50 образцов, отобранных с интервалом 10 см, и радиоуглеродного датирования 5 проб (табл. 1) проведено детальное климатостратиграфическое расчленение разреза и установлено, что изученные озерно-старичные глины накапливались в течение всего голоцена. В разрезе 2 (Р.2) в обнажении вскрыты отложения высокой поймы, возвышающейся над урезом реки на 6—7 м. Репрезентативные данные получены для осадков суббореального и субатлантического периодов голоцена.

Таблица 1

Радиоуглеродные и календарные датировки голоценовых отложений разреза Соленое Займище

Номер образца Глубина отбора образца, м 14С-даты, л.н. Календарные (калиброванные) даты, л.н.

1 4,75—5,00 9560±60 11 060—10 970

2 4,50—4,75 8500+100 9500

3 2,25—2,50 3200±60 3440—3400

4 2,00—2,25 2540+130 2620

5 0,30—0,50 900+60 900—800

Палинологические данные получены также для 10-метровой толщи, вскрытой скважиной № 22 в приморской зоне дельты Волги (45°43' с.ш., 47°55' в.д.; абс. выс. около -22 м) на Дамчикском участке Астраханского биосферного заповедника. Абсолютный возраст отложений этого разреза определяют шесть 14С ЛЫ8-датировок в интервале 7287±44—3316±34 л.н., опубликованных коллегами по международному проекту [24]. Результаты аналитических исследований свидетельствуют о неполноте геологической летописи голоцена в разрезах дельты Волги [7], что подтвердили скрупулезные палинологические и альгологиче-ские исследования 4 разрезов дельты, проведенные К. Ричардсом [25].

В настоящее время Нижнее Поволжье представляет собой район с самым аридным и континентальным климатом на территории не только Поволжья, но и Европы. Районы расположения изученных разрезов — Волго-Ахтубинская пойма и дельта Волги — относятся к Волго-Ахтубинской ландшафтной провинции зоны полупустынь [18]. В районе с. Соленое Займище к пойме Волго-Ахтубы примыкает зона полупустынь, в которой преобладают полынно-злако-вые сообщества. От других провинций этой зоны Волго-Ахтубинская провинция, протянувшаяся с се-

вера на юг более чем на 350 км, отличается постепенным обеднением в этом же направлении древесно-кустарниковой и травянистой растительности и наибольшим разнообразием фитоценозов.

Волго-Ахтубинскую пойму занимают густые пойменные (преимущественно ивовые) леса и луговые (злаково-разнотравные, злаковые, злаково-осоковые, полынно-разнотравные и др.) сообщества. В лесах наряду с разными видами ивы растут тополь, осина, клен, реже встречаются дуб (Quercus robur), ясень (Fraxinus excelsior), вяз (Ulmus laevis, U. carpinifolia), береза (Betula pendula, B. pubescens) и ольха черная (Alnus glutinosa). Дендрофлора дельты Волги чрезвычайно бедна — древостой здесь образован преимущественно ивой белой (Salix alba), и только в северной части дельты в ивовых лесах растут ясень и вяз. С запада и востока к дельте Волги прилегают территории распространения пустынной растительности. В составе растительности зональных пустынных ландшафтов господствуют полыни из подродов Seriphidium и Dra-cunculus, а на барханных песках — кустарники тамариска и джузгуна. В растительном покрове приморской полосы Каспия преобладают солянковые и солянково-полынные сообщества (Halocnemum strobi-laceum, Artemisia halophila, Suaeda altissima, S. mnfusa). Вдоль моря тянутся густые заросли тростника обыкновенного (Phragmites communis).

Для корректной интерпретации полученных ископаемых палиноспектров отобраны и исследованы пробы из современных аллювиальных и субаэральных отложений в полупустынных и пустынных районах Северного Прикаспия. Результаты спорово-пыльцево-го анализа наглядно свидетельствуют, что субрецент-ные палиноспектры всех проб адекватно отражают зональную принадлежность и состав продуцирующих пыльцу и споры растительных сообществ. Подробные описания палиноспектров и реконструированных па-леофитоценозов, а также методические обоснования выполняемых реконструкций даны в ряде предшествующих публикаций автора [5, 7, 23].

Здесь же, имея в виду методические аспекты, необходимо подчеркнуть, что при климатостратигра-фической интерпретации ископаемых спектров из отложений дельты за основу были взяты характерные особенности палинологической записи разреза Соленое Займище — хронологическая приуроченность максимумов пыльцы темнохвойных деревьев, широколиственных пород, травяно-кустарничковых ксерофитов и т.д. Сравнение состава и степени участия представителей дендропалинофлоры в спектрах разрезов Соленое Займище и Дамчик убеждает в перспективности разрезов дельты для изучения изменений растительности и климата в приморской зоне Каспия и соответственно для получения выводов о колебаниях уровня моря. Прежде всего видно, что по количеству представителей деревьев и кустарников палинофлора разреза Дамчик, состоящая из 30 таксонов, близка дендропалинофлоре разреза Соленое Займище, содержащей 35 таксонов (табл. 2). При со-

Таблица 2

Состав и участие таксонов дендрофлоры в палиноспектрах разрезов Соленое Займище и скважины Дамчик-22

Разрез Соленое Займище (Волго-Ахтубинская пойма) Скважина Дамчик-22 (дельта Волги)

Таксоны Содержание в максимумы, % Таксоны Содержание в максимумы, %

Abies sp. 3-5 Abies sp. 3-4

Picea sect. Omorica 22-48 Picea sect. Omorica 22-43

P. sect. Picea P. sect. Picea

Pinus subgen. Haploxylon 12-26 Pinus subgen. Haploxylon 1

P. sibirica P. sibirica - нет -

P. sylvestris 45-58 P. sylvestris 45-55

Betula pendula 15-22 Betula pendula 46-67

B. pubescens B. pubescens

B. sect. Fruticosa <1 B. cf. fruticosa <1

B. cf. nana <1 B. cf. nana <1

Salix sp. 42-46 Salix sp. 63-75

Alnus glutinosa 4-11 Alnus glutinosa 12-20

A. incana A. incana

Corylus avellana Corylus avellana

C. colurna C. colurna — нет

Fagus sylvatica Fagus sylvatica — нет

F. orientalis F. orientalis

Quercus robur Quercus robur

Q. petraea Q. petraea

Carpinus betulus Carpinus betulus

C. caucasica C. caucasica — нет

C. orientalis 21-31 C. orientalis 13-20

Tilia cordata Tilia cordata

Tilia platyphyllos Tilia platyphyllos — нет

T. tomentosa (argentea) T. tomentosa (argentea)

T. dasystyla T. dasystyla — нет

Ulmus laevis Ulmus laevis

U. carpinifolia (foliacea) U. carpinifolia (foliacea)

U. glabra (scabra) U. glabra (scabra) — нет

U. cf. pumila - нет U. cf. pumila

Fraxinus sp. Fraxinus sp.

cf. Morus sp. cf. Morus sp.

Tamarix sp. cf. Tamarix sp.

Elaeagnus — нет Elaeagnus

Euonymus sp. Euonymus

Caprifoliaceae Caprifoliaceae — нет

Juniperus sp. Juniperus sp.

J. cf. foetidissima — нет J. cf. foetidissima

Число таксонов 35 Число таксонов 30

поставлении процентного содержания ведущих компонентов дендрофлоры отмечается также сходство максимумов пыльцы хвойных деревьев — пихты (Abies sp.), ели (Picea sect. Picea) и сосны обыкновенной (Pinus sylvestris). Однако четко фиксируются и различия, обусловленные, несомненно, разницей географического положения и палеозональной приуроченности разрезов, а также эдафических условий произрастания деревьев в пойменных и прибрежно-морских районах. Так, в составе ископаемой дендрофлоры разреза Дамчик отсутствуют сосна сибирская кедровидная (Pinus sibirica), бук лесной (Fagus sylvatica), некоторые виды липы (Tilia platyphyllos, Tilia dasystyla), вяз шершавый (Ulmus glabra /scabra/), а также представители кавказских лесов — граб кавказский (Carpinus caucasica), орех медвежий (Corylus colurna). Кроме того, заметно отличаются максимумы пыльцы березы (Betula pendula, B. pubescens), ольхи (Alnus glutinosa, A. incana), ивы (Salix spp.) и суммы широколиственных деревьев (Quercetum mixtum).

Наиболее динамичные компоненты палиноспект-ров разреза Соленого Займища — содержания пыльцы сосны обыкновенной и кедровой, ели, широколиственных пород (бук, дуб, граб, липа, вяз и др.), злаков, полыни, маревых и спор папоротников, зеленых и сфагновых мхов. Исходя из динамики состава ведущих компонентов и показательных в стратиграфо-палео-географическом отношении представителей палино-флоры, на приведенных спорово-пыльцевых диаграммах выделено 11 палинозон, большей частью подразделяемых на ряд субпалинозон и более мелких палиностратиграфических единиц, (рис. 1 и 2), которые отражают последовательные изменения климата и структуры зональной и локальной растительности на протяжении голоцена.

Результаты ландшафтно-климатических реконструкций. На основании палинологических данных и результатов 14С-датирования выполнено дробное стратиграфическое расчленение изученных отложений и охарактеризовано 26 фаз развития голоценовой растительности и климата в Нижнем Поволжье (табл. 3). Проведена корреляция реконструированных палеокли-матических событий с колебаниями уровня Каспия, установленными по данным геолого-геоморфологических, малакофаунистических и других исследований (рис. 3).

Предбореальньш период (~~10500+10300—9500+9200л.н.).

Самые древние отложения разреза Соленое Займище (4,8—5 м), маркируемые палинозоной 1 (рис. 1), характеризуются господством пыльцы, преимущественно хвойных пород (пихта, ель, кедровая сосна и сосна обыкновенная). Именно здесь фиксируется максимальное для голоценовых осадков содержание пыльцы ели (до 48%), а в целом сумма микроостатков темнохвойных пород (пихта, ель и сосна кедровая) достигает 60%. Пыльца широколиственных деревьев, представленная зернами дуба и вяза, составляет 6—7%. В группе трав и кустарничков доминируют пыльце-

вые зерна ксерофитов — маревых, полыни и эфедры. Среди спор обнаружены зерна бореальных лесных видов плаунов (Lycopodium annotinum L., L. lagopus (Laest.) Zinzerl.) и папоротника Athyrium filix-femina (L.) Roth.

Исходя из климатостратиграфических построений и климато-фитоценотических реконструкций, положения в разрезе и

14С

-даты 9560±60 л.н. на глубине 4,75—5,0 м эти отложения датируются второй половиной предбореального периода (РВ-2) голоцена. По интерполяционным расчетам, они формировались в интервале ~10 000—9200 л.н. и сопоставляются с переславским похолоданием в центральных районах Восточно-Европейской равнины и завершающим этапом сартасской трансгрессивной стадии позднех-валынской трансгрессии Каспия. Возраст этой стадии определяют радиоуглеродные датировки 9700±190 и 13110±490 л.н., полученные для сартас-ских осадков Дагестана [14], где по разрезам древних береговых валов установлено положение уровня моря на -10...-12 м абс. [19].

В это время на территории Нижней Волги в прохладном континентальном и относительно влажном климате доминировали лесостепные ландшафты с широким развитием темнохвойных лесов. Наиболее благоприятные зоны обитания волжской долины — выщелоченные и богатые суглинистыми отложениями понижения внутренней поймы, притеррасные понижения и обращенные к реке склоны — занимали еловые боры, в которых ель ассоциировала с пихтой, кедровой сосной, дубом и вязом. Травяной покров этих парковых лесов состоял из редких дернин злаков, папоротников, плаунов, хвоща и разнотравья. В составе открытых степных ландшафтов, в которых превалировали полынно-маревые ассоциации, широкое распространение имели эродированные участки (с редкими ксерофитными кустарничками и кустарниками) и засоленные субстраты (с галофитными сообществами), унаследованные от предшествующей фазы аридизации климата. Участки перевеянных песков как естественные накопители пресной воды были ареной произрастания редкостойных сосновых лесов.

Палинологический анализ сартасских морских отложений из скважин Северного Каспия, выполненный В.А. Вронским [8], показал, что на морских побережьях во время их накопления господствовала растительность сухих степей с небольшими лесными участками.

Бореальный период (~9500+9200—8000 л.н.). Отложения бореального периода (ВО) охарактеризованы палинозонами 2 (4,6—4,8 м) и 3 (4,2—4,6 м), свидетельствующими, что в указанный отрезок голоцена исследуемая территория находилась в зоне развития степных и лесостепных ландшафтов. На протяжении более 800 лет под воздействием климатических колебаний происходили значительные перестройки входивших в них растительных формаций.

Таблица 3

Палеоклиматические этапы голоцена в Нижнем Поволжье, их особенности и возраст по данным палинологического анализа

и 14С-датирования отложений разреза Соленое Займище

Подразделения голоцена 14С-возраст климатических этапов, л.н. Зональная растительность Климат

конвенциальный календарный

8А-3 200—0 250—0 Полупустыни Относительно теплый и аридный

400—200 500—250 ---- Похолодание и гумидизация

700—400 670—500 ---- Потепление и увлажнение

900—700 840—670 ---- Похолодание и аридизация

1100—900 1030—840 Сухие степи Прохладный и сухой

8А-2 1300—1100 1270—1030 Степи Потепление и увлажнение

1500—1300 1400—1270 Сухие степи Похолодание и аридизация

1700—1500 1600—1400 Степи Потепление и увлажнение

1800—1700 1720—1600 Степи (усиление роли ксерофитов) Теплый и более сухой

2100—1800 2080—1720 Степи Потепление и увлажнение

БА-1 2300—2100 2340—2080 Сухие степи Похолодание, континентализация

2500—2300 2600—2340 Степи с елово-сосновыми стациями Похолодание и увлажнение

8В-3 2700—2500 2780—2600 Степи с дубовыми и мелколиственными лесами Относительно теплый и сухой

3500—2700 3770—2780 Лесостепи Относительно теплый и влажный

8В-2 3700—3500 4040—3770 Сухие степи и полупустыни Похолодание и аридизация

4200—3700 4770—4040 Лесостепи с хвойно-широколиственными лесами Теплый и влажный климат (третий оптимум)

8В-1 4800—4200 5540—4770 Лесостепи Похолодание и рост увлажнения

5000—4800 5740—5540 Лесостепи (роль широколиственных лесов сократилась) Похолодание и аридизация

АТ-2 6100—5000 6970—5740 Лесостепи с широколиственными и хвойно-широколиственными лесами Теплый и влажный климат (второй — главный — климатический оптимум)

АТ-1 7400—6100 8240—6970 Степи с хвойно-широколиственными пойменными лесами Теплый и относительно сухой

7600—7400 8400—8240 Сухие степи с господством марево-полынных сообществ Похолодание и аридизация

8000—7600 8900—8400 Степи с участками хвойно-широколиственных лесов Потепление при относительном увеличении влагообеспеченности

ВО-2 8300—8000 9350—8900 Степи (роль широколиственных древостоев сократилась) Похолодание, континентализация

8500—8300 9500—9350 Лесостепи с участками хвойно-широколиственных лесов Теплый и влажный (первый климатический оптимум)

ВО-1 9200—8500 10 350—9500 Степи с участками елово-соснового редколесья Похолодание и возросшая континентализа-ция климата

РВ-2 10 000—9200 11 500—10 320 Лесостепи с участками темнохвойных лесов Относительно прохладный и влажный

оо

Hi (2 уз <4 +5 }и.6 Т7 Ей 8 F.S.9 F.o.10 Fr.11 Ег.12 Eph.13

Рис. 1. Спорово-пыльцевая диаграмма голоценовых отложений, вскрытых в разрезе 1 у с. Соленое Займище: 1 — места отбора проб на радиоуглеродный анализ; 2 — пыльца деревьев и кустарников; 3 — пыльца трав и кустарничков; 4 — споры; 5 — присутствие в количестве < 2%; 6 — Jwiipeivs\ 7 — Tamarix; 8 — Euonymus\ 9 — Fagus sylvatica', 10 — Fagus orienta\is\

11 — Fraxinus; 12 — Encales; 13 — Ephedra

и р

а н

я и н е

аче

н

з о б о е ы н в о л

щ

и м й а З е о н е л о С

р

азр р

в х

й и н е

оже

тло

о х ы в о н

е ц

о л о

а гра

а

и

д

ая

в

е ц

ь

ыль

-п о-

в

о р

о п С

и

см

к

hd

О) g

к

о н

3

О

э

О) §

к

в »

С.И. Варущенко и др. [1987]

Н.С. Болиховская [1990], Н.С. Болиховская, Н.С. 1Сасимов [2008]

Стадии развития Каспийского моря

Уровень моря, м

Время,

лет назад

о в

ё I

< ч

II

и

С 2

Изменения климата

Качественная характеристика

теплообеспе-ченности

увлажнения

Колебания

Тепло влажно

Сопоставление с гумидны-ми районами Русской равнины

Колебания уровня моря

I вариант

II вариант

т.е. - трансгрессивная стадия p.c. - регрессивная стадия т.ф. - трансгрессивная фаза р.ф. - регрессивная фаза

X! I О

о

« СТ1

тз И

Н н

м = St

« ы

о я

й си о й

Ol о

» К

К О)

Я К

» CD

м м

й тз

Щ о о О) м Н о

СТ1 О) о к О)

Я о К

Л я

О)

к м

к о

о St

о И

н

а О

В

Ы

О й О) СТ1

ё

Н »

н

О)

Я

й О

о

Трансгрессивная стадия

-26+-29

Дербентская регрессивная стадия

-31-35

Трансгрессивная стадия

-22

Регрессивная стадия

-32

Трансгрессивная стадия

-22

Регрессивная стадия

-28(-37)

Туралинская

трансгрессивная

стадия

-21—24

Регрессивная стадия

-43(-47)

Трансгрессивная стадия

-18-22

Регрессивная стадия

-32

Талгинская (гоусанская) трансгрессивная стадия

-18-28

Регрессивная стадия

-28(-39)

Трансгрессивная стадия

-16—20

Мангышлакская регрессия

-48—50

Трансгрессия

XVIII-XIX вв

XIVb 700

1600

(1570±100) 2000±140

2440±120

3000±160

3540±120

4000±50 4250±150

5390±110

6400±90 6800±90 7530Ы50 8000И50

1000-

2000-

SA

3000-

4000-

SB

5000-

6000-

7000-

AT

8000-

ВО

9000-

9700

10000-

Тепло

Сухо

Похолодание

Гумидизация

SA-3

Потепление

Увлажнение

Похолодание

Аридизация

Прохладно

Сухо

Потепление

SA-2

Похолодание

Увлажнение Аридизация

Относит, тепло

Относит, влажно

Тепло

Относит, тепло

Сухо

Относит, влажно

SA-1

Похолодание

Конгиненгализация

Похолодание

Увлажнение

Тепло

Сухо

200

400 \ /

700^,

1100 £ > *>

1300 е

1500 > *----

1700

1800 у

2100 f г

2300 2500 _

2700

SB-3

Относительно тепло

Увлажнение

Похолодание

Аридизация

SB-2

Тепло Влажно

(Ш максимум)

SB-1

Похолодание

Похолодание

Тепло

Рост увлажнения

Аридизация

АТ-2

Влажно

климатическии максимум)

Тепло

АТ-1

Похолодание

Тепло

ВО-2

Похолодание

3500 3700

4200

4800 5000

6100

Относительно

сухо

Аридизация

Относительное увлажнение

Континентализация

Тепло (Т-максимум) Влажно

ВО-1

Прохладно

РВ-2

Прохладно

Континентализация

8500

9200Х

Влажно

+

+

+

+

Новей-

I 1р-с.

шая трансгрессия

Дербентская регрессия

12 т.е.

11 p.c.

11 т.е.

10 p.c.

10 т.е.

9 p.c.

9 т.е.

8 p.c.

8 т.е.

7 p.c.

7 т.е.

6 p.c.

6 т.е.

_5£С.,

5 т.е.

4 p.c.

4 т.е.

3 p.c.

3 т.е.

2 p.c.

2 т.е.

1. p.c.

1. т.е.

Р-Ф-

VI т.е.

Vp.c.

V т.е. р.ф.

IV p.c. т.ф.

IV т.е.

Ш p.c.

Ш т.е.

II p.c.

П т.е. р.ф. ? ■

2 т.ф.

Ip.c.

1т.с.

Мангыпшакская регрессия

Саргасская стадия позднехвалынской трансгрессии

В раннебореалъное время (ВО-1, палинозона 2) при похолодании и возросшей континентальности климата доминирующим типом растительности в Нижнем Поволжье стали степи с господством разнотравно-злаковых и марево-полынных группировок. Биотопы, имевшие наиболее благоприятные эдафиче-ские условия, занимали редкостойные елово-сосно-вые древостои с примесью пихты, кедровой сосны и единичных дуба и вяза. Состав палинофлоры и реконструкции палеорастительности, а также 14С-дата 8500±100 л.н. (4,5—4,75 м) позволяют сопоставить охарактеризованный субпериод с мангышлакской регрессивной стадией Каспия, выделяемой большинством исследователей в интервале ~9000—8000 л.н. [10, 14, 15]. На освободившемся от моря осушенном шельфе Каспия, опускавшегося во время мангышлакской регрессии до отметок не менее -50 м, господствовали полупустынные и пустынные ландшафты [1, 12]. Как показал палинологический анализ континентальных мангышлакских отложений, вскрытых скважинами в Северном Каспии, и морских осадков мангышлак-ской регрессии из глубоководных колонок Среднего Каспия, полностью лишенную древесной растительности прибрежную зону заселяли только представители семейства маревых — солянки, солерос, сарсазан и другие растения засоленных морских побережий [8].

Осадки второй части бореального периода голоцена (ВО-2) формировались в первые климатические фазы начавшейся новокаспийской трансгрессии Каспия.

Среднебореальная фаза (рис. 1, субпалинозона 3а) фиксирует начало длительной инвазии на исследуемую территорию представителей широколиственной дендрофлоры, что наиболее ярко выразилось в доминировании или заметной роли широколиственных лесных формаций в течение ряда лесостепных и степных фаз последующих атлантического и суббореаль-ного периодов. По интерполяционным расчетам, эта фаза имела возраст ~8500—8300 л.н. Потому можно заключить, что хронологические рамки предшествующей (мангышлакской) регрессии были более узкими, чем считалось ранее. Вероятно, максимальное снижение уровня Каспия в мангышлакскую регрессию происходило в интервале ~9200—8500 л.н.

Рассматриваемая фаза господства лесостепных ландшафтов в условиях значительного потепления и увлажнения климата отнесена нами к первому климатическому оптимуму каспийского голоцена, когда в древостое пойменных лесов стали доминировать широколиственные деревья — дуб, граб обыкновенный (Са^тш betulus), вяз и липа. Эдификаторами выступали дуб и вяз ^шкт юЬж, Q. реtraea, Ulmus laevis, U. foliacea), в подлеске участвовали грабинник (Са^тш orientalis) и лещина. В травяном покрове лесных сообществ преобладали злаки и разнотравье. Основной фон открытых пространств составляли разнотравно-злаковые группировки. При этом неоднородность эдафических условий предопределила

комплексный характер травяно-кустарничкового покрова степей, выражавшийся в развитии наряду с ними ксерофитных и галофитных ценозов.

Заключительная степная фаза бореального периода (субпалинозона 3б) фиксирует кратковременное похолодание климата, датируемое ~8300—8000 л.н. В палеоландшафтах Нижнего Поволжья заметно возросло участие елово-сосновых формаций. Сократились площади широколиственных лесов, уменьшилась доля произрастания в них мезофитов — граба обыкновенного и липы. Дуб и вяз продолжали играть доминирующую роль только в составе пойменных лесов. На участках прирусловой поймы более широкое распространение получили ивняки. Как показывает анализ литературных данных, похолодание на рубеже бореального и атлантического периодов голоцена отмечается во многих отдаленных и близких (район нижнего Дона, Ульяновское Предволжье, Башкирия, Восточное Закавказье и др.) районах Северной Евразии [4, 13, 16, 21].

Атлантический период (~8000—5000 л.н.). Трансформации растительного покрова и изменения климата, происходившие в Нижнем Поволжье в течение атлантического периода, нашли отражение в спектрах палинозон 4 и 5 (рис. 1).

Три фазы в эволюции степных ландшафтов, господствовавших на протяжении раннеатлантического времени (АТ-1), прослежены субпалинозонами 4а, б и в (3,6—4,2 м).

Ранняя фаза атлантического периода (субпали-нозона 4а), датируемая интервалом ~8000—7600 л.н., по климатическим условиям и составу растительного покрова, в котором значительное распространение имели широколиственные лесные формации, была близка относительно гумидной лесостепной фазе (субпалинозона 3а) среднебореального потепления. Поэтому нами сделан вывод о существовании продолжительного этапа потепления и увлажнения климата в интервале ~8500—7600 л.н., прерывавшегося кратковременным позднебореальным похолоданием. Этому климатическому этапу отвечает та ранняя трансгрессивная стадия Новокаспийского бассейна, для которой С.И. Варущенко и др. [10] указывают радиоуглеродный возраст в пределах 8000±150 и 7530+150 л.н. и подъем уровня моря до -16.-20 м абс., а Г.И. Рычагов [19] исходя из результатов исследования береговых форм, террас и морских осадков Западного Прикас-пия считает ее максимальной (береговая линия, по его данным, была на -19.-20 м абс.) и датирует временем ~8000 л.н.

В интервале около 7600—7400 л.н. субпалинозо-ной 4б, которая отличается преобладанием пыльцы трав и кустарничков, максимальным для отложений атлантического периода пиком пыльцы полыни, снижением доли пыльцы липы и усилением роли ивы, фиксируется кратковременная фаза аридизации и похолодания климата, сокращения широколиственных лесов и расширения площади незадернованных эко-топов.

Следующая фаза в развитии растительности и климата, реконструированная по спектрам субпали-нозоны 4в, отражает довольно длительное потепление климата в интервале ~7400—6100 л.н. Это был этап не только теплого, но и относительно сухого климата. Учитывая климатические особенности предыдущей аридной фазы, можно предположить, что понижение уровня Новокаспийского бассейна могло происходить не только 7600—7400 л.н., но и позднее, т.е. в интервале ~7600—6100 л.н. Этому климатическому этапу отвечает регрессивная стадия, возраст которой аргументирован 14С-датами 6800±90 и 6400±90 л.н., а опускание уровня моря — отметками -28(-39) м абс. [10].

Зональным типом растительного покрова Нижнего Поволжья в интервале 7400—6100 л.н. оставались степи, но потепление климата вызвало усиление контрастности как между зональными и интразо-нальными ландшафтами, так и между слагавшими их формациями. На плакорах расширились площади открытых участков, занятых травяно-кустарничковыми ценозами, и усилилась их дифференциация, тогда как в пределах Волго-Ахтубинской долины улучшение лесорастительных условий способствовало обогащению состава широколиственных лесных формаций. В разнообразных по составу дубравах центральной части поймы в качестве примеси росли липа (ТШa cordata, T. dasystyla), вяз (Ulmus laevis), берест (U. саrpinifolia), граб обыкновенный (Carpinus betulus), бук восточный (Fagus orientalis), ольха и другие породы. Обедненные лесные сообщества менее благоприятных мест обитания занимали дубово-вязовые, вязовые, ольховые древостои и ивняки. Подлесок составляли лещина (Corylus avellana), бересклет (Euonymus sp.), ива. В травяном покрове господствовали злаки и разнотравье. Стволы деревьев покрывали лианы хмеля (Humulus lupulus), который постоянно, начиная с середины бо-реального периода и до конца суббореального времени, присутствовал в лесах Волго-Ахтубинской долины.

Особенности растительного покрова позднеат-лантического времени отражает палинозона 5 (3,2— 3,6 м), которая по составу таксонов близка к палино-зоне 4, но отличается от последней господством пыльцы деревьев и кустарников, возросшим (до 31%) количеством пыльцы термофильных видов дендроф-лоры, появлением в их составе граба кавказского (Carpinus caucasica), заметным увеличением роли пыльцы ольхи, злаков, верескоцветных и спор папоротников (рис. 1).

Позднеатлантический интервал (АТ-2), длившийся с 6100 до 5000 л.н., характеризовался господством лесостепной растительности и самым высоким в голоцене количеством термофильных и влаголюбивых элементов в ее составе. По уровню и соотношению теплообеспеченности и влагообеспеченности растительного покрова он представлял собой главный климатический оптимум голоцена исследуемой территории.

Весь позднеатлантический климатический этап мы сопоставляем с трансгрессивной стадией Новокаспийского бассейна, для которой подъем уровня моря фиксируется на высоте -18.-28 [10] и -21 м абс. [19], а возраст определяется 14С-датами 5940±100, 5540±110 и 5390±110 л.н. В пределах этого этапа палинологическими данными нами выявлен импульс относительной континентализации климата ~5500—5400 л.н., который мог вызвать кратковременное понижение уровня моря [5].

Согласно полученным реконструкциям, в позд-неатлантическое время лесной пояс долины нижней Волги составляли смешанные дубовые леса с участием граба обыкновенного и граба кавказского, бука восточного, различных видов вяза, липы, березы и других деревьев, а также дубово-вязовые, вязовые леса и хвойные боры. Присутствие в спектрах спор папоротников (Athyrium filix-femina, Botrychium matry-carifolium) и плауна (Diphazium complanatum) свидетельствует о произрастании луговых и влаголюбивых видов в травяном покрове лесов и опушек. В древостое островных плакорных лесов, приуроченных к падинам, степным блюдцам, лиманам и другим понижениям с близким уровнем грунтовых вод, участвовали менее требовательные к условиям увлажнения породы — сосна, береза, берест, дуб черешчатый и др.

Палинологическими исследованиями голоценовых отложений в нижнем течении р. Урал установлено, что в фазу максимального голоценового потепления и увлажнения в этом районе Северного Прикаспия также преобладали лесостепи с сосновыми и широколиственными лесами из дуба, граба, липы и ясеня [22].

Суббореальный период (~5000—2500 л.н.). Отложения суббореального периода (8В) (2,0—3,2 м) отличаются большей палинологической изменчивостью вверх по разрезу. Здесь выделены три палинозоны, каждая из которых подразделяется на две субпалино-зоны, что свидетельствует о более частых сменах ландшафтно-климатической обстановки, чем в атлантическое время.

Палинозона 6 (2,8—3,2 м) позволяет реконструировать ландшафты первой трети суббореального периода (8В-1), трансформировавшиеся под влиянием начавшегося похолодания климата примерно с 5000 до 4200 л.н. В составе спорово-пыльцевых спектров это выразилось в сокращении участия пыльцы термофильных деревьев до 15—18% (за счет уменьшения роли пыльцы дуба, вяза, липы, исчезновения пыльцы бука) и господстве пыльцы хвойных пород. Нет оснований говорить о кардинальном изменении границ природных зон, но ухудшение климатических условий привело к сокращению площади лесных массивов и деградации широколиственных древостоев в по-прежнему доминировавших лесостепных ландшафтах. В этот период леса Волго-Ахтубинской поймы по структуре были близки к лесам второй половины ран-неатлантического субпериода. Седиментация озерно-старичных глин в первую фазу раннесуббореального

времени проходила в условиях не только похолодания, но и относительного иссушения климата, так как в нижней части рассматриваемой толщи (субпа-линозона 6а) содержание пыльцы травяно-кустар-ничковых растений достигает 45% при доминировании пыльцы ксерофитов. Выше по разрезу (субпалинозо-на 6б) роль пыльцы деревьев (в том числе ели) и кустарников, злаков и осок возрастает.

Похолодание в сочетании с иссушением климата на рубеже атлантического и суббореального периодов, вызвавшее следующую регрессивную стадию Новокаспийского бассейна, судя по палинологическим данным, было кратковременным (примерно с 5000 до 4800 л.н.). Полученные материалы подтверждают предположение А.Н. Варущенко с соавторами [9], что наиболее вероятным сроком регрессии (до -32 м, избербашская) был интервал 3100—2400 гг. до н.э. (~5000—4400 л.н.). Впоследствии (~4800—4200 л.н.) вплоть до конца раннесуббореального этапа это похолодание сопровождалось ростом увлажнения климата и, по-видимому, постепенным подъемом уровня моря.

О характере среднесуббореального потепления (8В-2) в интервале примерно от 4200 до 3500 л.н. позволяет судить палинозона 7 (2,5—2,8 м). Согласно спектрам субпалинозоны 7а, характеризующимся преобладанием пыльцы широколиственных пород (в сумме до 21%) и хвойных деревьев (преимущественно сосны и ели), а также доминирующей ролью пыльцы злаков в группе травяно-кустарничковых растений и разнообразного по составу разнотравья, растительный покров начальной фазы развивался в условиях теплого и относительно гумидного климата. В это время доминировали лесостепные ландшафты, в которых дубовые и дубово-вязовые леса с примесью бука, граба, липы и вяза (Quercus robur, Fagus orientalis, Carpinus betulus, Tilia cordata, T. dasystyla, T. tomentosa, T. rubra, Ulmus laevis, U. glabra, U. carpinifolia) соседствовали с елово-сосновыми лесами и разнотравно-злаковыми степными формациями. Рассмотренный этап потепления и увлажнения (~4200—3700 л.н.) — третий голоценовый оптимум Северного Прикаспия, по продолжительности и термическим показателям уступающий главному (второму, позднеатлантическо-му) оптимуму. Он отвечает выделяемой С.И. Варущенко с соавторами [10] трансгрессивной стадии с подъемом уровня моря до -18.-22 м абс. в интервале 14С-дат 4250±150 и 4000±50 л.н.

Завершился описываемый субпериод фазой импульсного иссушения климата в интервале ~3700— 3500 л.н. (субпалинозона 7б), приведшего к господству степных и полупустынных ценозов на водоразделах, деградации разнотравно-злаковых степей и пойменных широколиственных лесов, к расширению площади эродированных участков с разреженным покровом из полыни, эфедры и других ксерофитов. Выявленная фаза сопоставляется с регрессивной стадией Каспия, определяемой датами 4000±50 и 3540±120 л.н. [10].

Изменение фитоценотических и климатических условий позднесуббореального (8В-3) этапа (~3500— 2500 л.н.) отражает палинозона 8 (2,0—2,5 м).

Господство в спектрах субпалинозоны 8а пыльцы деревьев (ель, сосна и широколиственные породы), доминирующая роль в травяно-кустарничковой группе пыльцы злаков, осок и разнотравья, а среди спор — зерен папоротников указывают, что позднесубборе-альный этап начался фазой увлажнения климата, длившейся примерно с 3500 до 2700 л.н. Увлажнение привело к смещению на юг границы распространения темнохвойных пород, возвращению на территорию Нижнего Поволжья лесостепей, выдвижению вяза (Ulmus laevis, U. glabra, U. carpinifolia) в качестве доминанта в пойменных широколиственных лесах, мезофитизации травяного покрова Волго-Ахтубин-ской поймы и господству разнотравно-злаковых и злаковых ценозов.

Эта фаза гумидизации климата синхронизируется с позднесуббореальным похолоданием в центральных районах Восточно-Европейской равнины и с четвертой (до -22...-23 м абс., по Г.И. Рычагову [19]), или туралинской, по А.Н. Варущенко и др. [9], трансгрессивной стадией Новокаспийского бассейна.

Выше по разрезу в спектрах, объединяемых суб-палинозоной 8б, превалирует пыльца травяно-кус-тарничковых ксерофитов, резко сокращается содержание пыльцы ели и сосны, доминирующую роль начинает играть пыльца мелколиственных и широколиственных пород. Сумма пыльцы термофильных элементов дендрофлоры достигает 30%. Палинологические данные свидетельствуют о том, что во время заключительной фазы суббореального периода потепление и возрастание сухости климата, продолжавшиеся примерно с 2700 до 2500 л.н., вызвали новую волну остепнения растительного покрова. В открытых степных ландшафтах Нижнего Поволжья ассоциировали марево-полынные и злаковые группировки. Существенно обеднился состав дендрофлоры — почти полностью деградировали хвойные древостои, исчез граб. При этом заметно увеличились площади дубовых и дубово-вязовых лесов с примесью липы и бука (Fagus sylvatica L.). Эти леса, господствовавшие среди пойменных лесных формаций Волго-Ахтубинской поймы, соседствовали с мелколиственными (березовыми, ольховыми и ивовыми) стациями и зарослями галофильного тамариска (Tamarix sp.). В травяно-кустарничковом ярусе преобладали злаки, осоки и полынь. Сокращение площади изучаемого старично-го палеоозера вызвало заболачивание его прибрежной зоны и зарастание сфагновыми мхами. Судя по палинологической записи, во все последующие фазы эволюции голоценовой растительности региона Нижнего Поволжья широколиственные леса имели существенно меньшее распространение.

Эту фазу относительно кратковременного иссушения и потепления климата сопоставляем с александр-байской, по А.Н. Варущенко и др. [9], регрессивной

стадией, для которой снижение уровня моря указывается до -37 м абс.

Субатлантический период (~2500 л.н. — настоящее время). Результаты радиоуглеродного датирования (табл. 1) и спорово-пыльцевые записи, полученные для верхней 2-метровой толщи озерно-старичных глин (рис. 1) и пойменного аллювия разреза 2 (рис. 2), свидетельствуют о том, что на протяжении последних 2500 лет на изучаемой территории Северного Прикас-пия доминировали сначала степные (приблизительно с 2500 до 900 л.н.), а затем полупустынные (с 900 л.н. до настоящего времени) ландшафты. Климат в целом был холоднее и континентальнее, чем в атлантический и суббореальный периоды. Спектры палинозон 9, 10 и 11, каждая из которых подразделяется на ряд палиностратиграфических единиц, указывают на многократную смену климатических условий и трансформацию растительного покрова в течение субатлантического периода.

Раннесубатлантический (8Л-1) интервал (~2500— 2100/2000 л.н.) характеризуют спектры степного типа (палинозона 9: 1,6—2,0 м в Р.1 и 2,3—2,75 м в Р.2). Во время похолодания и увлажнения климата в начальную фазу (~2500—2300 л.н.) доминировали открытые степные и лугово-степные (преимущественно злаковые) сообщества с участками елово-сосновых с примесью дуба, ясеня (Fraxinus 8р.) и липы лесов (субпа-линозона 9а). В следующую фазу (~2300—2100 л.н.) под влиянием континентализации и похолодания климата из состава растительности долины Нижней Волги почти полностью исчезли широколиственные древостои, вытесненные сосновыми парковыми борами с примесью ели (субпалинозона 9б). В разреженном травяно-кустарничковом покрове господствовавших в это время сухих степей преобладали ксерофиты. Завершился раннесубатлантический интервал начавшейся фазой гумидизации климата (~2100—2000 л.н.), приведшей к усилению в древостое лесов роли темнохвойных и широколиственных пород, а в составе травяного покрова — злаков, осок и мезофильного разнотравья (субпалинозона 9в).

Эволюция растительности длительного средне-субатлантического (8Л-2) субпериода (~ 2100/2000— 1100 л.н.), как показывают спектры палинозоны 10 (0,6—1,6 м в Р.1 и 0,65—2,3 м в Р.2), протекала преимущественно на фоне продолжающегося смягчения континентальности климата.

Зональным типом растительности начального этапа, согласно спектрам субпалинозоны 10а, характеризующимся усилением роли пыльцы термофильных элементов дендрофлоры (дуб, вяз и липа в сумме до 14%), оставались степи. Потепление способствовало еще большему распространению в составе лесных массивов, приуроченных к речным долинам, оврагам и балкам, наряду с елово-сосновыми и березовыми лесами — смешанных дубовых лесов (из дуба черешчатого Quercus юЬж и скального Q. petraea, береста Ulmus carpinifolia /foliaceae/, вяза шершавого

Ulmus glabra /scabra/, липы сердцелистной Tilia cordata и др.) и лещины в подлеске. Травяно-кустарничковый покров степных ценозов составляли разнотравно-злаковые и марево-полынные сообщества. Этот продолжительный этап потепления и увлажнения климата, датируемый интервалом примерно от 2000 до 1500 л.н., сопоставляется с уллучайской трансгрессивной стадией Каспия, имеющей, согласно С.И. Варущенко и др. [10], радиоуглеродные даты от 2000± 140 до 1570±100 л.н. Возможно, внутри этой трангрессивной стадии около 1800—1700 л.н. было кратковременное понижение уровня моря, обусловленное уменьшением количества атмосферных осадков.

Следующая фаза в развитии ландшафтов отражена в спектрах субпалинозоны 10б (0,8—1,05 м в Р.1 и 1,15—1,55 м в Р.2), которые в целом отличаются сокращением содержания пыльцы древесно-кустарни-ковых растений (в том числе ели, сосны и широколиственных пород) и господством пыльцы ивы. Среди пыльцы трав и кустарничков преобладают зерна полыни и маревых, а в составе спор — споры сфагновых мхов. Указанные и другие палинологические признаки свидетельствуют о том, что похолодание и ариди-зация климата в интервале ~1500—1300 л.н. вызвали заметное снижение роли хвойных и широколиственных деревьев в составе лесных массивов в долине нижней Волги и доминирование в пойменных дре-востоях ивы. На плакорах расширились площади степных участков с преобладанием полыни и представителей семейства Chenopodiaceae в качестве суб-доминантов. Уменьшение зеркала старичных озер привело к заболачиванию и появлению евтрофных сфагнов, хвоща и других растений влажных пойменных экотопов. Этот этап похолодания и аридизации климата в интервале ~1500—1300 л.н. отвечает, по-видимому, первой фазе дербентской регрессии Каспийского моря.

Новое потепление и увлажнение климата фиксируются в интервале ~1300—1100 л.н. по спектрам субпалинозоны 10в (0,6—0,8 м в Р.1 и 0,95—1,15 м в Р.2). В эту фазу в составе пойменных лесов доминировали елово-сосновые, дубовые и дубово-вязовые древостои, а в травяно-кустарничковом покрове, отличавшемся господством полынных группировок, усилилась роль злаков и осок.

На протяжении позднесубатлантического этапа (SA-3), т.е. примерно последних 1100 лет, на исследуемой территории сохранялась неустойчивость климатических условий (палинозона 11 на глубине 0,0—0,6 м в Р.1 и 0,0—0,95 м в Р.2). Начальную фазу становления современной растительности характеризует субпали-нозона 11а, в которой на фоне увеличения содержания пыльцы травяно-кустарничковых растений (за счет зерен маревых) резко сокращается количество пыльцы ели, сосны и дуба и увеличивается роль пыльцы мелколиственных пород — ивы (Salix sp.) и березы (Betulapendula, B. pubescens). Климатические и фитоценотические условия этой сухостепной фазы,

отражающей этап похолодания и иссушения климата ~1100—900 л.н., были близки к интервалу похолодания и аридизации, зафиксированному в пределах 1500—1300 л.н. Максимум позднесубатлантического похолодания и аридизации климата в интервале ~900—700 л.н. отличался абсолютным господством полупустынных и пустынных группировок и почти полным исчезновением широколиственных пород из лесного пояса в районе Волго-Ахтубы, представленного преимущественно ивняковыми зарослями (суб-палинозона 11б: 0,3—0,4 м в Р.1 и 0,2—0,65 м в Р.2).

Рассматривая вкупе спектры субпалинозон 10б, 10в, 11а и 11б, можно отметить, что дербентская регрессивная стадия Каспийского бассейна, выделяемая О.К. Леонтьевым и Г.И. Рычаговым [15] в интервале 1400—800 л.н., а С.И. Варущенко с соавторами с середины V до начала XIV в. (~1550—700 л.н.), вероятно, осложнялась подъемом уровня моря, вызванным потеплением и увлажнением климата около 1300— 1100 л.н., а наиболее низкий уровень регрессии с -34.-35 м абс. мог наблюдаться примерно 900—700 л.н.

Судя по спектрам субпалинозоны 11 в, отличающимся преобладанием пыльцы травяно-кустарнич-ковых растений (полыни и маревых), господством пыльцы ивы в группе деревьев и кустарников и т.д., начиная с уровня, определяемого датой 900±60 л.н., территория Волго-Ахтубы находится в пределах распространения аридных полупустынных ландшафтов, близких к современным автоморфным полупустынным ландшафтам Нижнего Поволжья. Палиноспек-тры образца 2 в разрезе 1 и образца 4 в разрезе 2, в которых увеличивается содержание пыльцы деревьев и кустарников (в первом — за счет пыльцы сосны кедровой), отражают похолодание и гумидизацию климата в интервале ~400—200 л.н. и активизацию экспансии хвойных пород в долинные леса Северного Прикаспия.

Заключение. Установлены следующие особенности изменения ландшафтно-климатических условий в Нижнем Поволжье и климатообусловленных колебаний уровня Каспийского моря в голоцене.

1. На протяжении последних 10 тыс. лет происходили многократные изменения растительного покрова и климата Нижнего Поволжья. По палинологическим данным установлено не менее 26 фаз в эволюции голоценовых ландшафтов и климата на этой территории. В раннем и среднем голоцене, в интервале ~10 000—2500 л.н. в климате, более благоприятном и гумидном, чем современный, в исследуемом районе доминировали лесостепные и степные ландшафты, которые в ходе развития непоочередно прошли 7 лесостепных и 7 степных фаз. В эволюции степных ландшафтов, господствовавших в позднем голоцене в период ~2500—900 л.н., зафиксировано 8 фаз, выражавшихся трансформациями зональных и интразо-нальных фитоценозов. В последние 900 лет территория Нижнего Поволжья стала ареной развития пустынно-степных и пустынных ландшафтов, для которых вы-

явлено не менее 4 климато-фитоценотических смен (что подтверждено и историко-архивными данными), отражающих колебания тепло- и влагообеспеченно-сти (рис. 3).

2. Основная специфика протекания климатических процессов на этой территории в голоцене заключается в трех ярко выраженных климатических оптимумах, которым соответствовали максимумы те-плообеспеченности и увлажнения.

Главный из них — позднеатлантический оптимум (~6100—5000 л.н.), который был временем развития лесостепных ландшафтов. Сумма пыльцы термофильных древесных пород в характеризующих его па-линоспектрах достигает 31%. Смешанные дубовые леса с участием граба обыкновенного и кавказского (Са^тш betulus, C. caucasica), бука восточного (Fagus orientalis), различных видов вяза (Ulmus laevis, U. foliacea), липы (Тilia cordata), березы и других деревьев, а также хвойные боры составляли лесной пояс долины нижней Волги. Позднебореальный (~8500—8300 л.н.) и среднесуббореальный (~4200—3700 л.н.) оптимумы характеризовались меньшей теплообеспеченностью, но большей увлажненностью. Им также было свойственно господство лесостепей и в некоторые фазы — степей. Однако они отличались от оптимума атлантического периода менее благоприятными условиями для произрастания широколиственных деревьев и их меньшим участием в составе лесов. Сумма пыльцы широколиственных пород в характеризующих их па-линоспектрах не превышает 23%.

Эти три этапа с наибольшим основанием могут соответствовать максимальным трансгрессивным состояниям Новокаспийского бассейна.

3. О трансгрессивных режимах Каспия свидетельствуют фазы прохладного и относительно влажного климата, в первую очередь — лесостепная фаза в интервале ~10000—9200 л.н., отвечающая сартасской стадии, когда на не занятой морем части Северного Прикаспия были широко распространены сосновые редколесья и лесные участки с господством ели и пихты. Фазы похолодания и увлажнения климата зафиксированы также в интервалах ~4800—4200, 2500— 2300 и 400—200 л.н. Кроме того, трансгрессивным режимам моря отвечали фазы потепления и увлажнения климата в интервалах ~8000—7600, 3500—2700, 2100—1800, 1700—1500, 1300—1100 и 700—400 л.н.

4. Регрессиям разного ранга могут соответствовать как реконструированные минимумы тепла и влажности, т.е. периоды холодного и сухого климата, так и интервалы значительного потепления и ариди-зации (относительно теплого и сухого климата).

Два самых значительных минимума теплообеспе-ченности и увлажнения приходятся на раннебореаль-ный субпериод и первую половину позднесубатлан-тического субпериода. Первый минимум отвечает времени мангышлакской регрессии Каспия (~9200— 8500 л.н.), а второй минимум соответствует дербентской регрессии (~1500—700 л.н.).

Внутри интервала 8500—1500 л.н. выделяются одна фаза резкого потепления и аридизации климата (~2700—2500 л.н.) и пять фаз резкого похолодания и иссушения климата в интервалах ~8300—8000, 7600— 7400, 5000—4800, 3700—3500 и 2300—2100 л.н., которые могут отвечать кратковременным, но глубоким снижениям уровня Каспия. Наиболее значительные из них относятся к интервалам ~7600—7400 и 3700— 3500 л.н. Все фазы похолодания и аридизации климата на рассматриваемой территории отличало господство сухих степей и полупустынь, в которых ведущую роль играли ксерофитные марево-полынные сообщества.

5. Сопоставление выделенных ландшафтно-кли-матических этапов с этапами развития природы гу-мидных районов Русской равнины, питающих Каспийское море водными ресурсами, показывает, что климат этих территорий разнонаправленно изменялся в интервалах примерно 9700—9200, 8500—8300, 7600— 7400, 5500—5400, 2700—2500, 2100—1700, 1500—400 л.н., а также в последнее столетие (рис. 3).

6. На основании реконструированных климато-фитоценотических сукцессий предложены две палеогеографические модели колебаний уровня Каспийского моря в послемангышлакское время (рис. 3). Первая основана на том, что позднесубатлантический

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Абрамова Т.А. Изменение увлажненности Каспийского региона в голоцене по палинологическим данным // Колебания увлажненности Арало-Каспийского региона в голоцене. М.: Наука, 1980. С. 71—74.

2. Абрамова Т.А. Палеогеографические условия Арало-Каспийского региона в поздне-голоценовое время (по палинологическим данным) // Рельеф и климат. М.: ВГО, 1985. С. 91—100.

3. Абрамова Т.А., Турманина В.И. Изменения климата Прикаспия в позднем голоцене (по палинологическим и историко-архивным данным) // Палеоклиматы голоцена европейской территории СССР. М.: Ин-т географии АН СССР, 1988. С. 182—191.

4. Благовещенская Н.В. История растительности лесов и болот Ульяновского Предволжья в голоцене (по данным спорово-пыльцевого анализа): Автореф. ... канд. дис. Л., 1986. 24 с.

5. Болиховская Н.С. Палиноиндикация изменения ландшафтов Нижнего Поволжья в последние десять тысяч лет // Вопросы геологии и геоморфологии Каспийского моря. М.: Наука, 1990. С. 52—68.

6. Болиховская Н.С., Варущенко А.Н., Климанов В.А. Новые данные по геохронологии и палиностратиграфии голо-ценовых отложений Нижнего Поволжья // Геохронология четвертичного периода: Тез. докл. Всесоюзн. совещ. Таллин, 1989. С. 50.

7. Болиховская Н.С., Касимов Н.С. Ландшафтно-клима-тические изменения на территории Нижней Волги в последние 10 тысяч лет // Проблемы палеогеографии и стратиграфии плейстоцена / Под ред. Н.С. Болиховской, П.А. Каплина. Вып. 2. М.: МГУ, 2008. С. 99—117.

8. Букреева Г.Ф., Вронский В.А. Палиностратиграфия и палеогеография Каспийского моря в голоцене по результа-

интервал, характеризующийся господством полупустынных и пустынных ландшафтов, в фитоценотическом и климатическом отношении значительно отличается (за исключением последней фазы суббореального периода ~2700—2500 л.н.) от всего предшествующего голоцена. При этом нужно заметить, что последняя (новейшая) 700-летняя стадия развития Каспийского бассейна в палеоклиматическом отношении близка к регрессивным стадиям, а не к трансгрессивным. Альтернативное решение ближе к схемам, разработанным О.К. Леонтьевым и Г.И. Рычаговым [15] и А.Н. Варущенко и др. [9], за исключением регрессивной стадии в интервале ~5000—3500 л.н., которая по палиноин-дикационным критериям развивалась как импульсная регрессивная стадия ~5000—4800 л.н. и сменилась трансгрессивной стадией ~4800—3700 л.н., а затем новым глубоким импульсным снижением уровня Каспийского моря примерно 3700—3500 л.н.

7. Подавляющее большинство изученных нами субфоссильных палиноспектров Волго-Ахтубинского района [7] указывает на то, что в нынешнее столетие наблюдаются наиболее оптимальные за последнюю тысячу лет термические условия для существования широколиственных пород в пойменных лесах долины нижней Волги.

там моделирования палеоклиматов // Палинология в России. М.: Изд. нац. комитета геологов России, 1995. Т. 2. С. 12—25.

9. Варущенко А.Н., Варущенко С.И., Клиге Р.К. Изменение уровня Каспийского моря в позднем плейстоцене— голоцене // Колебания увлажненности Арало-Каспийского региона в голоцене. М.: Наука, 1980. С. 79—89.

10. Варущенко С.И., Варущенко А.Н., Клиге Р.К. Изменение режима Каспийского моря и бессточных водоемов в палеовремени. М.: Наука, 1987. 239 с.

11. Вронский В.А. Голоценовая история Каспийского моря по палинологическим данным // Колебания увлажненности Арало-Каспийского региона в голоцене. М.: Наука, 1980. С. 74—79.

12. Вронский В.А. Стратиграфия и палеогеография Каспийского моря в голоцене // Изв. АН СССР. Сер. геол.

1987. № 2. С. 73—82.

13. Климанов В.А., Немкова В.К. Изменение климата Башкирии в голоцене // Палеоклиматы голоцена Европейской территории СССР. М.: Ин-т географии АН СССР,

1988. С. 45—51.

14. Леонтьев О.К., Каплин П.А., Рычагов Г.И. и др. Новые данные по четвертичной истории Каспийского моря // Комплексные исследования Каспийского моря. Вып. 5. М.: Изд-во Моск. ун-та, 1976. С. 49—63.

15. Леонтьев О.К., Рычагов Г.И. О голоценовой истории Каспийского моря // Географические исследования четвертичного периода. М.: Изд-во Моск. ун-та, 1982. С. 134—146.

16. Мамедов А.В., Велиев С.С. Изменение климата Восточного Закавказья в позднеледниковье и голоцене // Палеоклиматы голоцена европейской территории СССР. М.: Ин-т географии АН СССР, 1988. С. 170—181.

17. Нижняя Волга: геоморфология, палеогеография и русловая морфодинамика. М.: ГЕОС, 2002. 242 с.

18. Николаев В.А. Евразийская полупустыня (к 100-летию открытия полупустынной природной зоны) // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 5. География. 2007. № 6. С. 3—9.

19. Рычагов Г.И. Плейстоценовая история Каспийского моря. М.: Изд -во Моск. ун-та, 1997. 268 с.

20. Свиточ А.А. Иерархия и хронология голоценовых колебаний уровня Каспийского моря // Изменения природ-но-территориальных комплексов в зонах антропогенного воздействия. М.: Медиа-Пресс, 2006. С. 125—132.

21. Спиридонова Е.А. Эволюция растительного покрова бассейна Дона в верхнем плейстоцене—голоцене. М.: Наука, 1991. 221 с.

22. Яхимович В.Л., Немкова В.К., Дорофеев П.И. и др. Плейстоцен нижнего течения реки Урал. Уфа, 1986. 136 с.

23. Bolikhovskaya N.S., Kasimov N.S. Environmental and climatic evolution of the Lower Volga river region during the last 10 kyrs // The Caspian Region: Environmental consequences of the climate change. Proceed. of the Intern. Conference (October 14—16, 2010, Moscow, Russia). M., 2010. P. 73—78.

24. Kroonenberg F.B., Hoogendoorn R.M. Field excursion Volga delta // Field excursion Volga delta. An analogue for Paleo-Volga deposits. Delft University Technology, 2008. P. 1—39.

25. Richards K, Bolikhovskaya N.S. Palynology of Pre-Ho-locene and Holocene shallow cores from the Damchik region of the Volga Delta: palynological assemblages, zonation, depositional environments and Caspian Sea level // The Caspian Region: Environmental consequences of the climate change. Proceed. of the Intern. Conference (October 14—16, 2010, Moscow, Russia). M., 2010. P. 126—129.

Поступила в редакцию 09.08.2010

N.S. Bolikhovskaya

EVOLUTION OF CLIMATE AND LANDSCAPES DURING THE HOLOCENE IN THE LOWER VOLGA RIVER REGION

Pollen analysis and radiocarbon dating of the most informative sections of the Holocene sediments allowed a detailed reconstruction of repeated changes of the zonal types of vegetation and transformation of the zonal and intra-zonal plant formations within the Lower Volga River region during the last 10 kyr. Landscape-climatic features and chronological limits of 26 stages of environmental changes during the Holocene were identified. The reconstructed palaeoclimatic stages were correlated with the Holocene transgressions and regressions of the Caspian Sea. The periodical scheme of palaeoclimatic events was elaborated which would provide a climate-stratigraphic basis for further palaeogeographical studies of the Holocene within the northern part of the Caspian Sea region.

Key words: the Lower Volga region, the Holocene, pollen assemblages, 14C dating, vegetation and climate reconstructions, palaeoenvironments, transgressions and regressions of the Caspian Sea.