map

озеро Эльгыгытгын

 

Чукотский п-ов

shema  elgigitgin1
 
 
 
Широта: 67°30' с.ш.
Долгота: 172°04'48" в.д.
Площадь: 110 км2
Площадь водосбора: 163 км2
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 

 {spoiler title=ХАРАКТЕРИСТИКА РАЙОНА и ОБЪЕКТА ИССЛЕДОВАНИЙ opened=0}

Озеро Эльгыгытгын расположено на севере Чукотки приблизительно в 100 км севернее полярного круга. Оно имеет практически округлую форму со средним диаметром 11 км и занимает юго-восточную часть метеоритного кратера диаметром 18 км, возраст которого оценивается в 3,6 млн. лет (Гуров, Гурова, 1981; Layer P., 2000).

 

Озеро представляет собой котловину с плоским дном и крутыми стенками до глубины 150 м, а затем слегка покатое дно плавно опускается до самой глубокой точки (170 м) в центре озера. Уровень воды озера составляет 492 м над уровнем моря. Озеро окружено холмами с абсолютными отметками 850–950 м. Около 50 ручьев впадают в озеро, все протяженностью менее 7 км.

 

Кратер Эльгыгытгын расположен в Анадырском плоскогорье, на водоразделе Арктического и Беринговоморского бассейнов. Этот водораздел совпадает с границей распространения арктической и субарктической растительности.

 

Температура воздуха в середине июля составляет 4–8°С, а в январе – от -32 до -36°С. Среднегодовое количество осадков около 200 мм/год, которые выпадают преимущественно в виде снега. Современная растительность в водосборном бассейне это тундра с преобладающим травяным покровом и редкими локальными участками низкого кустарника, большей частью ивняка. Граница лесной зоны находится в 150 км к юго-западу от бассейна.

 

Плиоцен-плейстоценовые аллювиальные отложения с включениями импактных пород обнажены в долине реки Энмываам. Они указывают на то, что кратер Элыгыгытгын был водным бассейном и никогда не покрывался ледниками со времени его образования (Глушкова, 1993; Белый, Райкевич, 1994; Glushkova et al. 1994). По крайней мере, с раннего плейстоцена на территории сформировалась вечная мерзлота (Kaplina, 1981; Glushkova, 2001; Heiser and Roush, 2001; Hubberten et al., 2004; Brigham-Grette, 2004).

 

Сегодня мощность многолетнемерзлых толщ достигает около 500 м. Склоновые процессы и флювиальная активность являются важными агентами эрозии, транспортировки и седиментации в регионе (Yershov, 1989).

 

В строении котловины озера Эльгыгытгын выделяется 4 озерных террасы:


35-40 м над уровнем озера – Средний Неоплейстоцен (МИС 6);
10 м над уровнем озера – Зырянское время (МИС 5.4 и 5.1);
10 м ниже уровня озера – Каргиское и Сартанское время (МИС 3 и 2);
3-5 м над уровнем озера – Ранний - Средний Голоцен (Федоров и др., 2008).

 

geomorfology.jpg

Геоморфологическая схема бассейна озера Эльгыгытгын (The Expedition El’gygytgyn..., 2005)

 

Полевыми наблюдениями (2000 и 2003 гг.) установлено, что в южной части озера древняя береговая линия погружена на глубину 11 м. В западной и северной частях водосборного бассейна шельф склоновых отложений погружается в озеро.

{/spoiler} {spoiler title=ИЗУЧЕННОСТЬ И ФАКТИЧЕСКИЙ МАТЕРИАЛ opened=0}

fakticheskii_material.jpg

№ керна год отбора керна  Координаты и характеристика керна глубина отбора, м мощность, м виды анализов
 PG 1351 1998   67°30,37′ с.ш., 172°08,24′в.д.  175 12,5
  • литология
  • геохимия
  • спорово-пыльцевой
  • диатомовый
  • оптиколюминисцентный
  • магнитная воспримчивость
  • радиоуглеродное датирование
 LZ 1024
 2003  67°30,13′ с.ш., 172°06,46′ в.д.    16,2
  •  спорово-пыльцевой
  • диатомовый
  • геохимия
D3  

 67°29′04′′ с.ш., 171°56′40′′ в.д.

Скважина была пробурена в западной части кратера, примерно в 400 м от береговой линии озера.

 141,5 
  • литология
  • геохимия
  • спорово-пыльцевой
  • радиоуглеродное датирование
 
 Р1 2003

67°22′26′′ с.ш., 172°13′10′′ в.д.

находится примерно в 1,7 км к юго-востоку от озера и располагается на склоне юго-западной экспозиции с углами наклонов около 5°

  5
  • литология
  • геохимия
  • спорово-пыльцевой
  • радиоуглеродное датирование
 
Р2  2003

67°32′50′′ с.ш., 172°07′31′′в.д.

располагается примерно в 100 м к северу от берега озера

  5
  • литология
  • геохимия
  • спорово-пыльцевой
  • радиоуглеродное датирование
Lz1027 2003  67°27,4′ с.ш., 172°11,01′′в.д. 10,5 2,23
  • литология
  • гранулометрия
  • геохимия
  • магнитная восприимчивость
  • физические св-ва
Lz1028 2003  67°27,38′ с.ш., 172°11,00′в.д.

8,2

 2,53
  • литология
  • гранулометрия
  • геохимия
  • магнитная восприимчивость
  • физические св-ва
Lz1029 2003

 67°30,37′ с.ш., 172°08,24′в.д.

Скважина пробурена в том же месте, что и PG1351. Цель - получение непрерывного голоценового профиля и дополнительного материала для проведения анализов.

167,5

  
  • магнитная восприимчивость
  • физические св-ва
D 1 2009 скважина была пробурена в самом центре озера  (315-метровая толща донных осадков озера Эльгыгытгын). Кроме того, была пробурена метеоритная брекчия (200 м), подстилающая озерные осадки.  170 315
  • литология
  • гранулометрия
  • геохимия
  • магнитная восприимчивость
  • физические св-ва
  • спорово-пыльцевой
  • диатомовый
  • датирование

 

История изученности озера

История изученности озера кратко изложена в работах В.Ф.Белого (1982, 1993) и О.Ю.Глушковой (1993).


О существовании «нетающего» озера в глубине Анадырского плоскогорья было известно из рассказов местного населения уже с XVII в. Казаки – землепроходцы слышали от чукчей о существовании большого озера у истоков р. Анадырь. С тех пор на картах изображалось озеро под именем «Ивашки» или «Иоашки» (Некрасов, 1958, с. 360). Считалось, что озеро достигает диаметра 40 км, а посередине возвышается остров, круглый год покрытый снегом. Сами чукчи называли это озеро «Эльгыгытхын» - «нетающее озеро». К началу XX века, из-за отсутствия экспедиционных доказательств о существовании «Ивашкина озера», оно было вычеркнуто с большинства карт (там же).


Первым исследователем и первооткрывателем впадины оз. Эльгыгыгытгын был С.В.Обручев. 14 августа 1933 года он провел аэровизуальные наблюдения с самолета в районе озера и нанес его на карту под чукотским названием "Эльгытхын". В 1934 году в Чаунском районе были проведены исследования Западно-Чукотской экспедицией под руководством С.В. Обручева, а в феврале 1935 г. С.В. Обручев провел первые геологические маршруты на побережье (Обручев, 1934, 1938). В результате чего, совместно с В.Г. Дитмаром, была составлена схематическая геологическая карта масштаба 1: 1 000 000, на которой были показаны меловые и кайнозойские вулканогенные образования. Затрагивая вопрос о происхождении озерной котловины С.В. Обручев высказал предположение, что озеро могло образоваться в результате газового взрыва (Обручев, 1938).


В конце 40-х - начале 50-х годов на оз. Эльгыгытгын проводили исследования начальник Анадырской мерзлотной станции В.М.Пономарев и географ П.Г. Стеценко, которыми были произведены первые замеры глубин, измерена температура, взяты пробы воды.


В апреле-июне 1955 г. на озеро был отправлен отряд Анадырской мерзлотной станции под руководством И.А.Некрасова (1958, 1963). Во время работ на озере, рабочим Л.Д. Бубенцовым были обнаружены остатки первобытной стоянки (50 прекрасно сохранившихся предметов, в основном наконечники стрел и скребки, изготовленные из ороговикованного сланца методом отжимной ретуши). Особый интерес представили метеорологические наблюдения, проводившиеся непрерывно в течение 80 суток. Была проведена съемка береговой линии озера и измерены его глубины по всей акватории. Отобраны многочисленные образцы горных пород из скважин и обнажений, образцы донных отложений озера, пробы планктона, контрольные пробы озерной воды. И.А. Некрасовым было высказано предположение о наличии на поверхности нагорной равнины, обрамляющей озеро, трех озерных террас и сделан вывод о значительно больших размерах озера в прошлом. И.А. Некрасов и П.А. Раудонис (1963) высказали предположение о возможности метеоритного происхождения впадины оз. Эльгыгытгын, хотя каких-либо признаков ударного метаморфизма в это время обнаружено не было.


В 1956 г. К.В. Паракецовым и В.Ф. Белым в районе озера была проведена мелкомасштабная геологическая съемка и разработаны основы стратиграфии и структурного районирования территории. Изучение условий залегания вулканогенных пород на склонах восточного и юго-восточного обрамления озера, которые были разделены на 4 свиты, обнаружение явлений опускания (проваливания), позволили им рассматривать впадину озера, как неотектоническую структуру обрушения.


В 1960 году И.П. Васецким для территории листа Q-59 была составлена Государственная геологическая карта масштаба 1:1 000 000.


В 1961 году под руководством А.А. Ворошилова выполнена аэромагнитная съемка масштаба 1:200 000. По резкой смене напряженности полей зафиксированы отдельные разломы, установлены границы вулканоструктур и их частей.


В 1970 году Б.А. Редькиным на данной территории проведена гравиметрическая съемка масштаба 1:1 000 000. По сменам гравиметрического поля отдешифрированы глубинные разломы, разграничивающие блоки фундамента с различными глубинами залегания.


Среднемасштабная геологическая съемка, проведенная во второй половине 60-х годов под руководством В.Г. Желтовского и Ф.Б. Раевского, позволила более детально расчленить меловые вулканогенные и рыхлые четвертичные образования. Были выделены каленьмуваамская, пыкарваамская, вороньинская свиты, мильгувеемская толща. В отложениях, отнесенных к четвертичной системе, по генезису выделены речные, озерно-речные, озерные, делювиально-солифлюкционные, делювиальные и элювиальные образования. Отложения сильно разрушенных эрозией речных террас высотой 60-70 м в долинах рр. Юрумкувеем и Бол. Пыкарваам по заключению палинолога Г.Р. Казаковой сформированы в эпоху первого среднечетвертичного межледниковья. Нижние части этих террас, также как и террас высотой до 140 м, являются более древними, скорее всего раннечетвертичными. Среди верхнечетвертичных отложений выделены речные, слагающие террасы высотой 15-25 м, и озерные отложения.


В 70-х годах появились работы (Dietz, McHone, 1976; Pike, 1977) в которых на основании изучения морфологии впадины оз. Эльгыгытгын, дешифрирования космических снимков была высказана гипотеза о метеоритном происхождении котловины. Аргументом в пользу этого высказывания послужили: неоспоримое свидетельство молодого возраста структуры, отчетливо выделяющейся на КС; треугольная форма поля развития тектитов, направленная одним из острых углов в сторону кратера; отсутствие крупных кратеров вблизи. Эти исследователи оценили возраст кратера в 1 млн. лет и выдвинули гипотезу об этой структуре как возможном источнике австрало-азиатских тектитов.


В 1977-78 гг. были впервые получены доказательства космогенного происхождения озерной котловины. Во время проведения экспедиции Института геологических наук АН УССР под руководством Е.П. Гурова (Гуров, Вальтер и др., 1978; Гуров, Гурова, Ракицкая, 1979; Гуров, Гурова, Рябенко, 1980; Гуров, Гурова, 1981), а также экспедиции 1978-1979 гг., организованной Комитетом по метеоритам АН СССР и МГУ под руководством В.И.Фельдмана (1980), были обнаружены импактиты и ударно-метаморфизованные породы. Впервые для вулканитов была разработана схема ступеней ударного метаморфизма в зависимости от давления, в породах были диагностированы высокобарические фазы кремнезема, проведено изучение импактитов, их геохимического состава и свойств. Были сделаны расчеты глубины кратера при принятом диаметре 17 км. Без учета центрального поднятия, которое обычно возникает у земных кратеров, его глубина должна была бы составлять 1300 м. При наличии центрального поднятия она должна быть 850 м. Е.П. Гуровым (Гуров, Гурова 1981) были также проведены расчеты мощности выбросов на различном удалении от центра кратера. При радиусе 8,5 км она должна была составлять 300 м, на расстоянии 17 км - 30 м, на расстоянии 34 км - 3 м. Также было проведено определение возраста кратера. Ф.И. Котловской в институте геохимии и физики минералов АН УССР калий-аргоновым методом по трем образцам стекловатых импактитов получена дата 3,5 ± 0,5 млн. лет. Результаты этих исследований изложены в многочисленных публикациях Е.П. Гурова, Е.П. Гуровой, А.А. Вальтера, А.И. Серебрянникова, В.А. Рябенко, В.И. Фельдмана, Л.Б. Грановского, И.Г. Наумовой, Н.Н. Никишиной, Т.В. Селивановской, И.Г. Капустиной, Н.Н. Коротаевой, А.Т. Базилевского, Д.П. Деменко, Р.Б. Ракитской, Г.М. Колесова Л.А. Кудиновой, А.И. Райхлина, Н.Б. Решетняка, А.Д. Кирикова, В.С. Козлова и др.


В 1982 году появилась работа В. Ф. Белого (Белый, 1982) с анализом представлений о строении и происхождении впадины оз. Эльгыгытгын. В этой работе В.Ф. Белый утверждает, что впадина является геологической структурой новейшего этапа развития Центральной Чукотки.


В последующие годы на оз. Эльгыгытгын проводила работы целая серия экспедиций, в основном, биологического назначения. Некоторые данные изложены в (Природа..., 1993). Был изучен растительный и животный мир в окрестностях озера, уточнен видовой состав рыбы, населяющей его. Ю.П. Кожевниковым (там же) были охарактеризованы ландшафтно-экологические подразделения района оз. Эльгыгытгын. Установлено, что во флоре присутствуют около 100 редких видов растений, среди которых преобладают циркумполярные арктоальпийские. Присутствие реликтовых континентальных видов при преобладании океанических свидетельствуют об усилении океаничности климата в районе озера. И.В. Дорогим (там же) выявлен 61 вид птиц, часть из которых выявлена впервые. И.А.Черешнев и М.Б.Скопец (там же) во время экспедиционных работ провели изучение гольцовых рыб, описали их внешнюю морфологию, биологические параметры популяции. В.Г. Харитонов (там же) установил, что флора диатомовых характеризуется древними и своеобразными чертами и сравнима с флорой оз. Байкал. Она включает 309 таксонов видового и подвидового ранга, большое число эндемиков, характеризующихся длительным обособленным развитием.


В 1991 В.Ф. Белым, О.Ю. Глушковой, М.И. Райкевичем были проведены геоморфологические наблюдения и отобран ряд образцов импактитов из точек, установленных ранее Е.П. Гуровым. О.Ю. Глушковой были изучены многочисленные разрезы рыхлых склоновых отложений, аллювиальных и озерных террас в окрестностях озера Эльгыгытгын и в верхнем течении р. Энмываам. Ею обнаружен в аллювиальных отложениях плиоценовых террас р. Энмываам (25-35 км к югу от озера Эльгыгытгын) высотой 18-35 м своеобразный горизонт, насыщенный импактными породами. Изучены мощные горизонты коры выветривания по игнимбритам, базальтам и туфам. Получены первые радиоуглеродные даты, указывающие на время накопления 1 надпойменной террасы р. Энмываам, коррелятной с 1 озерной террасой оз. Эльгыгытгын и покровных отложений на склонах кратера. Под руководством В.Ф. Белого полевые исследования в окрестностях озера Эльгыгытгын проводились также в 1993 году. Результаты по стратиграфии рыхлых отложений изложены в работах (Глушкова, 1993; Glushkova, Lozhkin, Solomatkina, 1994; 1995; Белый, Белая, Райкевич, 1994).


В.Ф.Белым и М.И. Райкевичем предложено систематическое описание геологического строения и состава импактных горных пород, высказано предположение, что импактогенез имел длительную историю в течение плиоцена и связывается с газовыми взрывами (Белый, Райкевич 1994; Белый, Белая, Райкевич, 1994).

С 1998 года озеро становится объектом изучения в рамках нескольких международных программ, таких, как «Кратер озера Эльгыгытгын и палеоклимат Арктики», «Глубокое бурение озера Эльгыгытгын», «Палеоклимат озера Эльгыгытгын».


В рамках международного сотрудничества на озере был проведён ряд экспедиций (1998, 2000, 2003, 2008, 2009, 2011 гг.). С российской стороны в них активно участвовали сотрудники Арктического и Антарктического научно-исследовательского института, Северо-Восточного комплексного научно-исследовательского института.


В результате полевых работ в апреле-мае 1998 года, было отобрано около 12,5 м осадков в скважине 1351-1 и 4 м в скважине 1351-2 с глубины 175 м в центральной части озера. Извлеченные вкладыши с керном распиливались на три части, герметично консервировались и хранились в специальном обогреваемом контейнере при температуре 0-5 градусов.


Затем образцы были доставлены в Германию в Институт полярных и морских исследований, где летом 1998 г. вкладыши были вскрыты, проведено документирование керна и разделение его на различные виды анализов. Над образцами, полученными из скважины PG 1351, были проведены следующие виды анализов:

1. литостратиграфические, включающие минералогический анализ (Asikainen et al, 2007), изучение аутигенных минералов (Глушкова и др., 1999), гранулометрический анализ (Asikainen et al., 2007), органическая (Melles et al., 2007) и неорганическая (Minyuk et al., 2007) геохимия;

2. биостратиграфические, включающие палинологический (Lozhkin et al., 2007) и диатомовый (Cherepanova et al., 2007) анализы;

3. хроностратиграфические, включающие оптико-люминесцентный анализ (Forman et al., 2006), изучение магнитной восприимчивости и остаточной намагниченности (Nowaczyk et al., 2002; Nowaczyk et al., 2007).


В результате вышеназванного комплекса исследований была построена модель климатических изменений, запечатлённых в 13 м донных отложений, отражающая последние 250 тыс. лет. В рамках международной экспедиции 2000 года в центральной части озера было отобрано 4 колонки, мощностью от 30 до 43 см, соответствующих временному интервалу 6-7 тыс лет. Кроме того, было еще отобрано 9 гравитационных колонок мощностью 11-24 см с глубины 52-169 м. Для этих колонок был проведен диатомовый, минералогический и литологический анализ. Кроме того, были проведены гидрологические и сейсмостратиграфические исследования, а также установлено несколько метеостанций по периферии озера (Nolan et al., 2007).


Во время экспедиции 2003 года исследовалась прибрежная мелководная зона озера, также были проведены сейсмостратиграфические и батиметрические исследования, дополнившие сейсмические данные, полученные в 2000 году. Были отобраны пробы озёрной воды и снега (Bregham-Grette at al., 2007), проведены геоморфологические и геокриологические исследования. Недалеко от места отбора керна PG 1351 была отобрана еще одна колонка донных отложений (Lz 1024) мощностью 16,2 м. Результаты ее исследования показали высокую степень корреляции с результатами предыдущих исследований. В этом же году были получены керны из двух мелких пятиметровых скважин (Р1 и Р2) в различных частях кратера. Р1 находится примерно в 1,7 км к юго-востоку от озера и располагается на склоне юго-западной экспозиции с углами наклонов около 5°. Р2 располагается примерно в 100 м к северу от берега озера. В результате исследования этих кернов уже получены существенные результаты о развитии природной среды района в голоцене.


Также в 2003 г. были отобраны еще 2 колонки донных отложений Lz1027 и Lz1028 из южной части озера с глубины 8-10 м (The expedition…, 2003). Мощность кернов составляет 220 и 250 см соответственно. Кроме литологического описания, эти керны были подвергнуты также гранулометрическому и различным геохимическим анализам.


В рамках международного проекта «Глубокое бурение озера Эльгыгытгын» зимой 2008 года был получен керн многолетнемерзлых пород из скважины D3 в кратере озера Эльгыгытгын длиной 141,5 м, исследование которого позволит ответить на многие вопросы истории развития мерзлоты и природной среды в целом. Скважина была пробурена в западной части кратера, примерно в 400 м от береговой линии озера.


В 2009 г. в рамках реализации того же проекта в самом центре озера была пробурена 315-метровая толща донных осадков озера Эльгыгытгын (СКВ. D1). Кроме того, была даже пробурена метеоритная брекчия, подстилающая озерные осадки (Wennrich et al., 2010).


В настоящее время ещё продолжается исследование керна из скв.  D1.

 

Некрасов И.А. Экспедиция на озеро Эльгытхын // Проблемы Севера, вып. 1, 1958

Некрасов И.А. Ледяной покров озера Эльгытхын // Записки Чукотского краеведческого музея. Вып. 3, 1962

{/spoiler} {spoiler title=БАТИМЕТРИЯ и ГИДРОЛОГИЧЕСКИЕ ДАННЫЕ opened=0}

 

batim elgagitgin1 

S зеркала озера - 110 км2

S водосбора -  183 км2

Макс. глубина - 175 м

Н уреза воды -  492,4 м н.у.м.

 (The Expedition El’gygytgyn Lake 2003 (Siberian Arctic) // Ber. Polarforsch. Meeresforsch.509. 2005)

 

Nolan, M., Brigham-Grette, J., Basic hydrology, limnology, and meteorology of modern Lake El'gygytgyn, Siberia. Journal of Paleolimnology, 37, P. 17 - 35. 2007.

 

{/spoiler}

{spoiler title=ЛИТОЛОГИЯ, ГРАНУЛОМЕТРИЯ, ФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА и МАГНИТНАЯ ВОСПРИИМЧИВОСТЬ opened=0}

Колонки донных отложений Lz1027 и Lz1028 исследовались на содержание воды, плотности или удельного веса осадка и магнитной восприимчивости.


Колонка Lz1027, отобранная с более низкой террасы, практически полностью сложена мелким и крупным гравием средней окатанности с грубозернистым песком и прослоями и линзами торфа (глубина 206-22 см). По результатам ситового метода основной составляющей осадка на указанной глубине является гравий от 10% до 55% и песок разнозернистый до 60%. В основном песок представлен мелкозернистой фракцией. Встречаются редкие мелкие и средние (1-2 см, редко 3 см) хорошо окатанные гальки. Мелкозернистая фракция представлена алевритом и пелитом с общим содержанием до 20%. На глубинах 140 см и 50 см, отмечается низкое содержание грубозернистого осадка, что связано с совпадением отбора образцов с линзами и прослоями торфа и не является показателем гранулометрического состава. В целом в интервале 206-22 см наблюдается равномерное увеличение грубозернистой фракции с максимумом на 26 см. Отобранный осадок не позволяет определить характер слоистости. Однако, размер фракции может говорить, что аккумуляция проходила в пляжевых условиях. Наличие в толще гравия субгоризонталных in situ слоев торфа (на глубинах 52 и 41 см) подтверждает субаэральность условий осадконакопления. Органические прослои на глубинах 206-80 см, часто представлены органическим детритом. Такие намывные органические прослои образуются в мелководной литоральной зоне осадконакопления. Верхний контакт гравийной толщи резкий по смене гранулометрического состава.

 

С глубины 22 см до поверхности осадок представлен монотонным мелкозернистым до алеврита песком с линзами мелкого гравия. Содержание мелкого гравия до 15%, песка до 65% и алевритов до 55% в образце №1. Верхние 2-3 см насыщены органическим детритом. Резкое изменения гранулометрического состава от гравия к песку мелкозернистому до алевритового, говорит о подъеме уровня озера и глубоководной седиментации. Однородность осадков может свидетельствовать о стабильности уровня озера в указанный этап осадконакопления.

 

 

 Результаты гранулометрического анализа для керна Lz1027

Sample №№

    

Grain size, %

    

>10mm

>1mm

>0,5mm

>0,2mm

>0.06mm

<0.06mm

1 (0-2cm)

0,000

4,253

1,020

3,731

36,232

53,470

2 (10-12cm)

0,000

15,411

2,253

10,667

64,118

6,650

3 (24-26cm)

0,000

76,507

1,824

2,125

17,068

2,399

4 (29-31cm)

2,201

68,935

2,401

2,644

20,797

2,783

5 (39-41cm)

4,628

58,438

2,474

2,336

23,422

8,190

6 (53-55cm)

0,000

18,483

2,129

3,478

57,245

17,581

7 (79-81cm)

0,000

38,504

3,177

3,548

43,889

10,200

8 (100-102cm)

3,032

52,634

7,417

3,629

29,455

3,187

9 (115-117cm)

0,000

48,519

5,530

5,882

36,865

2,658

10 (127-129cm)

0,000

41,335

7,703

7,386

36,725

6,042

11 (139-141cm)

0,000

5,815

3,027

5,844

62,248

20,038

12 (155-157cm)

0,000

36,613

14,532

7,975

34,972

5,368

13 (174-175cm)

0,000

32,488

5,409

14,281

44,065

3,003

14 (189-191cm)

0,000

32,318

2,674

3,856

41,676

18,890

15 (204-206cm)

0,000

26,712

2,345

4,606

41,728

23,82

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

  

 Литология, гранулометрия,магнитная восприимчивость и физические свойства пород из колонки 1027 (Juschus et al., 2011)

image002

Исходя из литологических характеристик осадков, исследуемые колонки донных отложений можно разделить на этапы формирования в порядке от древнего к современному.

для колонки Lz1027, выделяется 2 основных этапа:

206-21 см - этап I, происходивший в пляжевых условиях


21-0 см - этап II, соответствующий глубоководному осадконакоплению

 Физические свойства керна Lz1027

 

Sample №№

density, g/cm3

water content, %

1 (0-2cm)

2,526399

44,336

2 (10-12cm)

  

23,703

3 (24-26cm)

2,695159

13,349

4 (29-31cm)

  

13,531

5 (39-41cm)

2,602129

23,079

6 (53-55cm)

  

26,715

7 (79-81cm)

2,669672

21,992

8 (100-102cm)

  

14,658

9 (115-117cm)

2,721909

16,579

10 (127-129cm)

  

22,002

11 (139-141cm)

2,660125

33,584

12 (155-157cm)

  

17,082

13 (174-175cm)

2,727256

18,803

14 (189-191cm)

  

24,995

15 (204-206cm)

2,651265

24,435

По данным о содержании влаги в образцах из колонки Lz1027, возможно выделить два интервала с наименьшим процентным содержанием и наибольшим – 206 - 20 см и 20 - 0 см соответственно. На первом интервале содержание влаги колеблется от 15% до 32%. Резкое увеличение влаги в осадках до 32% на глубине 140 см и до 26% на глубинах от 50 до 40 см связано с прослоями торфа и органического детрита, что объясняется их высокими гигроскопическими свойствами. С глубины 20 см наблюдается рост содержания влаги от 15% до 45%.


В целом, показатель удельного веса соответствует группе легких минералов, а именно от полевых шпатов до кварца. Значения колеблются от 2,55 г\см3 до 2,73 г\см3. В группу также входит кальцит, но его, как показали анализы, в отложениях не выявлено. По результатам исследования удельного веса образцов выделяются три интервала. На интервале от 206 см до 120 см ход кривой «неспокойный», значения варьируют от 2,6 до 2,73 г\см3. На следующем интервале (от 120 см до 30 см) значения плавно убывают от максимальных для этого керна до минимального – 2,55 г\см3. На интервале 26 см - 0 см наблюдается резкий подъем значений до 2,7 г\см3 и постепенный спад до 2,55 г\см3.


Распределение значений магнитной восприимчивости в колонке Lz1027, повторяет ход кривой по данным о плотности осадка. Выделяется интервал 206-130 см, как интервал с наименьшими значениями. На глубинах от 130 см до 30 см происходит равномерное уменьшение показателей, после чего следует увеличение и новый спад на глубинах 30-0 см. 

 

 

 

 

Результаты гранулометрического анализа для керна Lz1028

 

Sample №№

Grain size, %

>10mm

>1mm

>0,5mm

>0,25mm

>0.1mm

>0.063mm

<0.063mm

16 (0-2cm)

0,000

0,000

0,544

3,924

5,318

75,210

14,530

17 (7-9cm)

0,000

1,627

1,907

5,535

27,661

6,909

51,640

18 (9-11cm)

0,000

11,982

6,814

5,641

44,956

8,537

19,875

19 (15-17cm)

0,000

50,999

24,114

8,017

9,830

1,721

4,013

20 (23-25cm)

0,000

9,472

3,207

6,506

24,968

11,047

41,594

21 (28,5-30,5)

0,000

0,533

1,066

4,763

33,811

13,191

43,971

22 (33-35cm)

0,000

3,387

3,049

3,997

53,733

10,046

24,592

23 (40,5-41,5)

0,000

29,365

7,518

7,817

31,787

8,226

14,250

24 (45-47cm)

0,000

3,081

2,015

3,129

56,767

15,193

18,772

25 (52-54cm)

0,000

4,880

5,892

9,315

59,216

6,956

12,926

26 (59-61cm)

0,000

1,927

4,129

6,957

69,382

7,432

9,359

27 (66-68cm)

0,000

4,631

4,551

8,743

71,032

3,944

5,829

28 (68-70cm)

0,000

3,623

2,544

5,253

74,553

5,600

7,458

29 (78-80cm)

0,000

5,072

3,165

5,657

63,244

10,191

11,706

30 (88-90cm)

0,000

2,732

3,977

6,382

70,115

6,898

9,122

31 (90-98cm)

0,000

5,876

5,280

7,625

69,121

4,733

6,524

32 (108-110cm)

0,000

3,344

7,821

10,087

66,953

4,307

6,485

33 (118-120cm)

0,000

24,466

21,568

12,519

30,576

3,991

5,862

34 (128-130cm)

0,000

4,755

3,078

2,819

72,391

7,342

8,689

35 (140-142cm)

0,000

6,400

4,084

5,461

69,457

5,523

8,668

36 (148-150cm)

0,000

6,902

3,606

6,921

70,725

4,934

6,008

37 (155-157cm)

0,000

0,301

0,984

3,944

86,316

2,714

4,826

38 (163-165cm)

0,000

1,016

1,760

5,494

68,754

8,824

12,483

39 (173-175cm)

0,000

0,353

0,761

3,442

83,047

4,893

6,704

40 (183-185cm)

0,000

1,935

1,187

2,545

73,060

10,056

10,679

41 (193-195cm)

0,000

1,656

2,979

5,697

76,891

5,527

6,255

42 (200-201cm)

0,000

1,094

1,801

2,488

30,259

20,652

40,489

43 (201-202cm)

0,000

1,607

2,770

6,197

38,761

12,762

33,665

44 (202-203cm)

0,000

0,676

0,870

2,647

48,367

12,908

31,923

45 (203-204cm)

0,000

1,406

0,759

2,946

43,192

16,719

32,969

46 (204-205cm)

0,000

0,423

1,209

4,394

38,520

17,900

35,114

47 (205-206cm)

0,000

1,017

2,635

7,433

32,784

17,359

36,064

48 (206-207cm)

0,000

2,109

1,845

5,764

37,241

14,921

35,659

49 (207-208cm)

0,000

2,071

1,661

5,002

32,575

19,004

37,269

50 (208-209cm)

0,000

2,420

5,658

10,753

36,554

16,104

25,239

51 (209-210cm)

0,000

20,535

3,605

5,910

26,538

13,492

24,940

52 (210-211cm)

0,000

33,513

3,145

5,938

23,985

10,960

19,033

53 (211-213cm)

62,547

13,018

1,418

2,839

10,802

2,538

6,144

54 (213-215cm)

15,873

21,081

6,095

10,974

26,581

5,354

12,627

55 (215-217cm)

0,000

22,206

3,753

9,353

35,333

6,052

21,590

56 (217-219cm)

0,000

4,931

1,457

5,639

40,044

8,943

38,367

57 (219-221cm)

0,000

2,164

1,813

8,493

52,901

8,528

24,918

58 (221-223cm)

0,000

1,444

1,161

4,775

53,988

9,030

27,998

59 (223-225cm)

0,000

0,615

0,235

2,641

37,350

7,441

50,050

60 (225-226cm)

0,000

0,403

0,280

0,928

16,608

8,138

70,686

61 (226-227cm)

0,000

1,071

0,643

1,649

18,569

8,310

64,232

62 (227-229cm)

0,000

3,535

2,547

10,445

33,174

7,077

41,748

63 (229-231cm)

0,000

1,681

1,469

6,977

23,367

7,055

56,649

64 (231-232cm)

0,000

0,000

1,790

6,747

14,492

7,952

61,308

65 (232-233cm)

0,000

0,421

0,976

5,603

18,997

7,101

63,099

66 (233-234cm)

0,000

0,000

0,770

6,029

19,318

6,721

62,571

67 (234-235cm)

0,000

0,306

0,988

3,230

11,444

6,975

73,855

68 (235-236cm)

0,000

4,921

0,750

2,086

7,218

6,960

77,267

69 (236-237cm)

0,000

1,286

1,024

1,596

8,621

7,145

76,256

70 (237-238cm)

0,000

2,032

1,269

1,564

13,773

6,849

72,568

 

image004

 

 Физические свойства керна Lz1028

 

Sample №№

density, g/cm3

water content, %

16 (0-2cm)

2,7245

25,1580

17 (7-9cm)

  

24,4300

18 (9-11cm)

2,7197

18,7410

19 (15-17cm)

  

13,6190

20 (23-25cm)

2,7783

24,0360

21 (28,5-30,5)

  

22,2280

22 (33-35cm)

2,7305

18,9450

23 (40,5-41,5)

  

12,9920

24 (45-47cm)

  

25,0130

25 (52-54cm)

2,7289

20,4650

26 (59-61cm)

  

21,2350

27 (66-68cm)

  

20,5350

28 (68-70cm)

2,7222

21,9660

29 (78-80cm)

  

21,2940

30 (88-90cm)

  

21,2270

31 (90-98cm)

2,7086

20,8110

32 (108-110cm)

  

20,4880

33 (118-120cm)

  

16,2760

34 (128-130cm)

2,7228

20,9630

35 (140-142cm)

2,7324

20,6020

36 (148-150cm)

  

23,5660

37 (155-157cm)

2,6266

24,1090

38 (163-165cm)

  

26,8450

39 (173-175cm)

  

25,0750

40 (183-185cm)

2,6395

22,0300

41 (193-195cm)

  

23,1090

42 (200-201cm)

2,6675

24,6600

43 (201-202cm)

  

27,8360

44 (202-203cm)

2,6852

23,4280

45 (203-204cm)

  

21,8860

46 (204-205cm)

2,6863

21,6610

47 (205-206cm)

  

22,2490

48 (206-207cm)

2,6824

21,1760

49 (207-208cm)

  

20,6610

50 (208-209cm)

2,5999

19,4900

51 (209-210cm)

  

19,8710

52 (210-211cm)

2,6151

18,8250

53 (211-213cm)

  

12,5350

54 (213-215cm)

2,6491

17,6220

55 (215-217cm)

  

17,4460

56 (217-219cm)

2,6456

18,1970

57 (219-221cm)

  

19,7870

58 (221-223cm)

2,6756

20,7360

59 (223-225cm)

  

22,2170

60 (225-226cm)

  

23,5310

61 (226-227cm)

2,7299

21,5460

62 (227-229cm)

  

20,1270

63 (229-231cm)

2,7224

18,2720

64 (231-232cm)

2,7563

16,5850

65 (232-233cm)

  

16,6190

66 (233-234cm)

2,7596

16,7330

67 (234-235cm)

  

16,8010

68 (235-236cm)

2,7697

16,8130

69 (236-237cm)

  

16,2820

70 (237-238cm)

2,7719

15,3

Литология, гранулометрия, магнитная восприимчивость и физические свойства пород из колонки 1028 (по Juschus et al., 2011).

 

Для осадков колонки донных отложений Lz1028 измеренное содержание влаги, практически не изменяется по мощности (см. рис. и табл.). Возможно выделить участок 238-200 см, на котором происходит увеличение содержания влаги от 18% до 27%. Вышележащие отложения характеризуются высоким для этого керна содержанием влаги, колеблющимся от 14 до 28%. Минимальные значения приурочены к прослоям гравия на глубинах 118-120 см, 40-41 см и 15-17 см.


Плотность осадка варьирует от 2,6 г\см3 до 2,8 г\см3. Минимальные значения измерены на интервале 238-140 см. Вышележащим отложениям соответствуют максимальные значения и значительных изменений не наблюдается.

 


На кривой изменения магнитной восприимчивости, выделяются три основных интервала. На глубинах 238-120 см значения варьируют от 10x10-6 до 400. Минимальные показатели приурочены к прослоям и линзам гравия с включениями галек (глубины: 210-205 см, 147-145 см и 130-125 см). На следующем, выделяемом интервале (120-25 см), в целом, наблюдаются сравнительно высокие показатели магнитной восприимчивости, достигающие максимума 460x10-6 на глубине 117 см. На завершающем колонку интервале (25-0 см) значения минимальны для всего керна.

Колонка Lz1028 имеет более разнообразную историю формирования. Нижний интервал 238-195 см представлен плотными темно серыми глинами с редкими тонкими прослоями песка мелкозернистого и алевритового. Процентное содержание мелкозернистой и пелитовой фракции уменьшается от 80% до 20% (на глубине 195 см) и замещаются песком мелкозернистым. Отмечается незначительное содержание гравия. На глубинах 200-195 см идет плавный по составу переход к песку мелкозернистому. На глубинах 221-211 см наблюдается линзовидные прослои песка и гравия, а также включение гальки 3x5см плохой окатаности. Нахождение этих слоев осложняет возможность трактовать интервал как глубоководную фацию осадконакопления. Для объяснения появления грубозернистого материала на фоне пелитового можно предположить активную эрозионную деятельность, в данный этап осадконакопления. В весеннее половодье грубозернистый материал выносился на поверхность льда озера, а затем осаждался на дно озера при стаивании.

Затем, после плавного перехода, верх по колонке (200-30 см) залегают пески от мелко зернистых до среднезернистых, причем размерность увеличивается снизу-вверх. Содержание мелкозернистого песка убывает от 80% до 55%, замещаясь средне и грубозернистыми песками и гравием. Содержание гравия увеличивается от 0 до 5%. В песках встречаются тонкие (менее 1 см) линзовидные прослои органического детрита (на глубинах 195 см и 165-160 см), алевритовые горизонтальные слойки (на глубине 80 см), линзы гравия (на глубинах 118-120 см 40 см) и включения галек средней окатанности до 2 см по длинной оси. Содержание алевритов и глин в интервале колеблется незначительно – от 15% до 25%. Плавное увеличение гранулометрического состава толщи снизу-вверх говорит постепенном падении уровня озера. В рассматриваемом горизонте происходила смена глубоководной фации осадконакопления на мелководную. Перечисление прослои и включения образовывались в результате размыва неоднородных отложений в прибрежной зоне, а также с ледовым переносом материала и осаждении его.


На глубине 30,5 см находится резкий по изменению гранулометрического состава, неровный эрозионный контакт. Пески средне- и грубозернистые перекрываются глинистыми алевритами. Процентное содержание мелкозернистого песка убывает с 30% до 10% и замещается алевритами и пелитами с 60% до 90%. На контакте глины более опесчаненые и содержат мелкую (1 см) окатанную гальку. Галька залегает субгоризонтально. Мощность глинистого горизонта 11 см. Цвет глины темно серый. Над глиной залегает гравийный слой мощностью 15 см, после чего в разрезе появляется алеврит глинистый (мощностью 10 см) охристого цвета. Верхний контакт с мелкозернистыми песками деформирован. Мощность вышележащих песков 5-9 см.


Накопление описанного горизонта на интервале глубин (30,5-0см) происходило, по-видимому, в условиях глубоководной седиментации, при резком увеличении уровня водоема и размыве озерными водами прибрежных форм рельефа, благодаря чему мы видим грубозернистые линзы на фоне глин различного цвета. Деформация на глубине 10-5 см, видимо, связана с бурением.


Также можно предположить, что данный интервал накапливался при различных уровнях озера. В таком случае, участок осадка от 30,5 см до 9-5 см принадлежит к более высокому уровню водоема, а песчаный горизонт, завершающий колонку - к более низкому.


Исходя из литологических характеристик осадков, исследуемые колонки донных отложений можно разделить на этапы формирования в порядке от древнего к современному.

Для колонки Lz1028 выделяется три этапа, а также эрозионный контакт:


· 238-200 см - этап III, глубоководное осадконакопление с активным участием явления дропстоунов


· 200-30,5 см - этап II, постепенный переход от глубоководного осадконакоплению к мелководному


· эрозионный контакт


· 30,5-0 см - этап I, осадконакопление в глубоководных условиях.

 

 

 

 

Литологическое описание колонки донных отложений РG 1351 (Палеоклиматические…, 1999)


Цвет отложений определялся визуально по шкале цвета, разработанной для почв (Munsell soil color charts, 1992).


Пачка I. Глубина 0-106 см. Массивный, серый (5Y – 6/1, 5/1), реже темно-серый (5Y – 4/1) ил, с редкими тонкими (первые мм) песчано-алевритовыми слойками. На глубине 73-75 см отмечен более плотный ил оливково-серого цвета (5Y – 4/2). На глубине 100 см - тонкое чередование песчаных и алевритистых слойков темно-серого (5Y – 4/1), оливково-серого (5Y – 4/2) цвета. Осадки верхний части пачки 0-60 см сильно обводнены. Ил в кровле пачки имеет бурый цвет, вызванный ожелезнением.


Пачка II. Глубина 106-155 см. Преимущественно тонкослоистая, пятнистая толща. Слоистость подчеркнута более глинистым материалом, более темным (5Y – 3/1). Содержание темных включений достигает до 10%. В верхней части (10 см) цвет ила серый (5Y – 5/1), который сменяется на оливково-серый (5Y – 5/2, 4/2), темнооливково-серый (5Y – 3/2), оливковый (5Y – 4/3 – 4/4). На глубине 127,5 – 129,0- более светлый оливково-серый (5Y – 5/2) прослой ила, массивной, непятнистой текстуры. В основании прослоя содержание густо темно-серого (5Y – 3/1) глинистого материала достигает 20-25%. Нижняя граница пачки нерезкая, пятнистость ее к основанию уменьшается, слоистость становится неясновыраженной.


Пачка III. Глубина 155-263 см. Пачка представлена в основном массивными, не слоистыми, преимущественно оливково-серыми (5Y – 4/2, 5/2, 5/1) песчано-глинистыми илами, алевритами с редкими прослоями более светлых или более темных илов. В верхней части толщи, глубина 155-165 см, ил темно-серый (5Y – 4/1) с редкими включениями темного глинистого материала, на глубине 170-182 см ил оливково-серый (5Y – 5/2), темно-серый (5Y – 4/1) с включениями вивианитовых конкреций. На глубине 183-185 см отмечен более светлый (5Y – 5/1 – 6/1) прослой пятнистого алеврита, на глубине 197-208 см ил с тонкой, неясновыраженной слоистостью. На глубине 227-227,5 см темно-оливково-серый (5Y – 3/2) прослой плотных глинистых стяжений. На глубине 239,5-240,0 см прослой тонкозернистого илистого песка серо-коричневого цвета (5Y – 4/2).


Пачка IV. Глубина 263-323 см. Ил серый (5Y – 5/1), темно-серый (5Y – 4/1), темно-серый (5Y – 3/1), с ясно выраженной, реже неясно выраженной тонкой слоистостью. На глубине 307-310 см – неслоистый ил оливково-серого цвета (5Y – 4/2). На глубине 318-319 см - серый (5Y – 5/1) ил.


Пачка V. Глубина 323-616 см. Преимущественно неслоистая толща.
323-332 см – массивный ил, серо-коричневый (2,5Y – 5/2).
332-335 см – темно-серый (5Y – 4/1), глинистый прослой, пятнистый.
335-347 см – массивный ил, неслоистый, серо-коричневый (2,5Y – 5/1).
347,0-347,5 см - комковатый, более темный (5Y – 4/1) прослой ила.
347,5-388 см – песчаный ил серо-коричневый (2Y – 5/2), с неясновыраженными редкими слойками темно-серого (5Y – 4/1), оливково-серого (5Y – 4/2) ила.
388-392 см – оливково-серый (5Y –4/2) глинистый прослой.
392-402 см – песчанистый ил.
402-405 см – оливково-серый ил с вивианитовыми конкрециями.
405-478 см – массивный ил темно-серый (5Y – 4/1), серый (5Y – 5/1), (2,5Y – 5/1).
478-482 см - пятнисто-слоистый ил, темно-серого цвета (5Y – 3/1).
482-513 см – массивный глинистый алеврит, иногда со слабой слоистостью, серого (5Y – 5/1), (2,5Y- 5/1, 2,5Y – 6/1), оливково-серого (5Y – 4/2, 5/2) серо-коричневого (2,5Y – 4/2).
513-513,5 см -пятнистый прослой, обусловленный глинистым материалом оливково-серого цвета (5Y – 4/2).
513,5-678 см - серо-коричневый массивный ил серо-коричневого (2,5Y – 5/2), серого (2,5Y – 5/1) цвета. В нижней части на глубине 568-578 см несколько тонких (первые мм) оливково-серых прослоев ила


Пачка VI. Глубина 618-893 см. Преимущественно тонкослоистая толща.
618-658 см - тонкослоистый пятнистый ил, слоистость ясновыраженная, реже неясная, подчеркнутая более темным глинистым материалом. Цвет от серого (5Y – 5/1), темно-серого (5Y – 4/1) до оливково-серого (5Y – 4/2, 5/2).
658-678 см – ил со слабо выраженной пятнистостью, цвет серый, темно-серый (5Y – 4/1 ; -5/1; -6/1).
678-722 см – ил с ясновыраженной тонкой слоистостью, темнооливково-серый (5Y – 4/2), оливково-серый (5Y – 4/2), темно-серый (5Y – 4/1).
722-799 см – пестроокрашенная толща, слоистая, мощность слойков составляет первые сантиметры, слоистость обусловлена чередованием массивных и тонкослоистых прослоев, аналогичных пачкеVI. Массивные прослои, более песчанистые, отмечены на глубинах 724-729 см , 759-769 см (5Y – 4/1), 774-782 см (5Y – 4/1), 787-792 см (5Y – 4/1), 795-799 см (5Y – 3/1).
799-879 см - тонкослоистый пятнистый ил преимущественно густо темно-серого (5Y – 3/1), реже темно-серого (5Y – 4/1) цвета.


Пачка VII. Глубина 908-1080 см. Преимущественно неслоистые пачки илов, часто опесчаненных. В верхней части до глубины 1000 см преобладает серый (5Y – 5/1), оливково-серый (5Y – 4/2, 5/2) и оливковый (5Y – 5/3) цвет. Ил нижней половины имеет преимущественно темно-серый (5Y – 4/1) и густо темно-серый (5Y – 3/1) цвет. Песчаные прослои с четкими границами наблюдаются на глубине 916-920 см, 999-1000 см, 1006-1007 см, 1011-1012 см.


Пачка VIII. Глубина 1080-1150 см. Тонкослоистая пачка илов. Слоистость ясновыраженная. Цвет от густо темно-серого (5Y – 3/1) до темно-оливково-серого (5Y – 3/2).


Пачка IX. Глубина 1150-1269 см. Ил преимущественно массивной текстуры, серого (5Y – 5/1) и оливково-серого (5Y – 5/2) цвета. Прослои отмечены на глубинах:
1172,5-1173,0 см – темнооливково-серый (5Y – 3/2), более глинистый ил;
1178-1179 см – оливково-серый (5Y – 4/2) ил;
1193-1195 см - оливково-серый (5Y – 4/2) ил;
1207-1208 см – темно-серый (2,5Y –4/1) ил;
1215-1216 см – темносеро-коричневый (2,5Y – 4/2) ил;
1223-1224 см - темносеро-коричневый (2,5Y – 4/2) ил;
1231,0-1231,5 см - темносеро-коричневый (2,5Y – 4/2) ил;
1234-1236 см – темносеро-коричневый (2,5Y – 4/2) ил;
1244,5-1245,0 см – темносеро-коричневый (2,5Y – 4,2) ил, на глубине 1252,0 см встречены вивианитовые конкреции.
1269-1283 см – пропуск, проба на OSL.

 Результаты рентгено-фазового анализа магнитной фракции осадков керна РG 1351 (Палеоклиматические…, 1999)

Глубина (cm) Минерал Параметры элементарной решетки (ангстрем)    Значения магнитной восприимчивости Климат
24 Магнетит 8,396±0,001 высокие теплый
184 Магнетит 8,396±0,002 высокие теплый
302 Магнетит 8,398±0,002 низкие холодный
426 Магнетит 8,398±0,001 средние теплый

Во время холодных эпох транспортировка материала флювиальными потоками замедлялась, в озере доминировало биогенное осадконакопление, что отразилось на низких величинах магнитной восприимчивости. Характер изменения магнитной восприимчивости в верхней 550 см части колонки повторяет вариации содержания стабильного изотопа кислорода δ18О в кернах скважин GISP2 и GRIP, пробуренных на Гренландском щите (Grootes et al., 1993; Johnsen et al., 1995), что свидетельствует об общих причинах вызывающих эти изменения. Этими причинами могут быть глобальные флуктуации климата. Анализ характера вариаций магнитной восприимчивости кернов скважины 1351 позволяет предполагать, что вскрытые осадки озера формировались от конца среднего плейстоцена до голоцена включительно (1-7 стадии кислородно-изотопной шкалы).


Естественная остаточная намагниченность (In).


Величины естественной остаточной намагниченности изменяются по разрезу колонки от первых единиц до 100 mA/m. Характер колебаний этого параметра в целом повторяет вариации значений магнитной восприимчивости. Все исследуемые образцы характеризуются высокой магнитной стабильностью. В процессе размагничивания переменным магнитным полем изменений направлений In  не наблюдается. Для большинства образцов характерны крутые углы магнитного наклонения. Пологие углы на некоторых интервалах вызваны не геомагнитным полем, а структурными нарушениями осадков. Тем не менее, на горизонтах 240 и 470 см отмечены образцы с пониженными углами положительного магнитного наклонения, вплоть до отрицательных значений (рис.19). Возможно, на этих уровнях зафиксированы геомагнитные экскурсы Лашамп (34-40 тыс. лет) и Блейк (115-120 тыс. лет) (Nowaczyk et al., 1994).


В целом осадки исследованной колонки накапливались в течении хрона Брюнес (0-780 тыс. лет) геомагнитной шкалы (Candy, Kent, 1995).

 

Физические свойства керна Pg 1351 (по  Melles et al. 2007)

PG1351 physical properties

 

Результаты литолого-фациальных исследований керна D3

Коротко остановимся на интерпретации результатов и разработанной схеме осадконакопления отложений, пробуренных скважиной D3. Эти данные в значительной мере опубликованы в совместной с немецкими коллегами статье в журнале Climate of the Past (Schwamborn et.al, 2012).

 

Скважина D3 глубиной 141,5 м пробурена в северо-западной части кратера в отложениях мощной аллювиально-пролювиальной дельты выдвижения. Нами выделено 4 основных толщи в исследуемых отложениях характеризующихся различными литологическими и геохимическими свойствами и сложенные отложениями различного фациального состава.

 

Толща 1 (141,5 – 117,0 м) состоит из сцементированных льдом песчано-гравийных осадков с песчаными прослоями. Песчаные прослои интерпретируются как материал, выпавший из потоков с высокой энергией в глубоководной части дельты. Таким образом, вся толща формировалась в наиболее глубоководной части дельты.

 

Толща 2 (117,0-24,25 м) представлена сцементированным льдом песчано-гравийным материалом с отдельными гравийными прослоями. Большая часть толщи представлена диамиктонами, сформировавшимися в результате гравитационного смещения аллювиального материала в средней наиболее крутой части подводного склона дельты.

 

Толща 3 (24,25-8,5 м) представлена сцементированным льдом песчано-гравийным материалом с несколькими песчаными горизонтами значительной мощности. Эти горизонты формировались в периоды повышения уровня озера и представляют собой отложения береговых валов.

 

Толща 4 (8,5-0,0 м) представлена сцементированным льдом песчано-гравийным материалом с изменчивым содержанием льда, в целом более высоким, чем у нижележащих толщ. Толща сформирована в голоцене и представлена солифлюкционными отложениями и аллювием современных ручьев. Верхний метр представляет собой современный активный слой с современным органическим материалом.

 Литология верхних 20 метров керна D3

d3 lithology 0-20m

 

 

Cтепень криогенного выветривания (CWI), высчитанная для керна из донных озерных отложений (Lz1024) и для керна из вечной мерзлоты (P1). AL = активный слой (Schwamborn et al., 2008)

 

Кривая соотношения размера зерен в озерных осадках (Schwamborn et al., 2008)

 

image005

 

Размер зерен (a) характер поверхности (b) кварцевых зерен (63-125 микрон) из керна озерных отложений Lz1024 (n=560) (Schwamborn et al., 2008)

image006

Примеры микрофотографий кварцевых зерен (63-125 микрон); форма зерен: angular (1), subangular (2), rounded (3), conchoidal (4); grain surface features: brittle and flaky surfaces (5+6), cryogenic microcracking (7+8, см. стрелки) (там же).

image009

Анализ степени криогенного выветривания (CWI) и исследования на сканирующем электронном микроскопе (SEM) озерных отложений и многолетнемерзлых пород на территории водосбора озера дают основания предполагать, что криогенное выветривание вокруг оз. Эльгыгытгын преобладало в течение всего изучаемого временного интервала.


CWI и SEM результаты не позволяют различать межледниковья и оледенения.


Изменения уровня озера в четвертичном периоде и вторичная переработка отложений на мелководьях осложняют предположение о том, что колонки донных отложений соответствуют последовательному накоплению продуктов выветривания.

Schwamborn, G.; Förster, A.; Diekmann, B.; Schirrmeister, L.; Fedorov, G. 2008: Mid to late Quaternary cryogenic weathering conditions in Chukotka, northeastern Russia: Inference from mineralogicaland microtextural properties of the Elgygytgyn Crater Lake sediment record, Proceedings of the Ninth International Conference on Permafrost 2 1601- 1606

Результаты анализов по керну PG1351 представлены в статье:

Sedimentology, clay mineralogy and grain-size as indicators of 65 ka of climate change from El’gygytgyn Crater Lake, Northeastern Siberia Celeste A. Asikainen, Pierre Francus, Julie Brigham-Grette


Melles, M.; Brigham-Grette, J.; Glushkova, O.Y.; Minyuk, P.S.; Nowaczyk, N.R.; Hubberten, H.W. (2007): Sedimentary geochemistry of core PG1351 from Lake El'gygytgyn - a sensitive record of climate variability in the East Siberian Arctic during the past three glacial-interglacial cycles, Journal of Paleolimnology 37 89-104.

 

Magnetostratigraphic results from impact crater Lake El´gygytgyn, northeastern Siberia: a 300 kyr long high-resolution terrestrial paleoclimatic record from the Arctic. Nowaczyk, N.R., Minyuk, P., Melles, M., Brigham-Grette, J., Glushkova, O., Nolan, M., Lozkhin, A.V., Stetsenko, T.V., Anderson, P.M. & Forman, S.L. 2002. Geophysical Journal International 150: 109-126.

 

Результаты анализов по мерзлотному керну P1 представлены в статье:

Ground ice and slope sediments archiving late Quaternary paleoenvironment and paleoclimate signals at the margins of El'gygytgyn Impact Crater, NE Siberia. 2006. Schwamborn, G., Meyer, H., Fedorov, G., Schirrmeister, L. & Hubberten, H.-W. Quaternary Research 66: 259-272.

 

 

{/spoiler} {spoiler title=ВАРВОМЕТРИЯ и СКОРОСТЬ ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ opened=0}

 

 Результаты анализов по мерзлотному керну P1 представлены в статье:

Ground ice and slope sediments archiving late Quaternary paleoenvironment and paleoclimate signals at the margins of El'gygytgyn Impact Crater, NE Siberia Georg Schwamborn, Hanno Meyer, Grigory Fedorov, Lutz Schirrmeister, Hans-W. Hubberten

{/spoiler} {spoiler title=ГЕОХИМИЯ opened=0}

ОРГАНИЧЕСКАЯ ГЕОХИМИЯ


Геохимический анализ колонки из СКВ. 1351 выполнен в Институте полярных и морских исследований А.Вегенера (Потсдам, Германия). Исследовались общие содержания углерода (TC), азота (TN), серы (TS), органического углерода (TOC), стабильного изотопа d13С. Для определения (TC), (TN), (TS) образцы высушивались посредством вымораживания влаги в специальной вакуумной установке. Измерения проводились на микроанализаторе CHNS-932 (LECO Corp.). Анализ органического углерода выполнен на приборе Metalyt-CS 100/1000 S (Eltra Corp.). Для удаления карбонатов образцы предварительно обрабатывались соляной кислотой (Палеоклиматические..., 1999).


Содержания d13С определялись на анализаторе CHN-O (Heraeus Corp.), спаренным с масс-спектрометром MAT-Delta S (Finnegan Corp.). Для определения содержания биогенного опала использовалась методика, изложенная в работе (Muller,Schneider, 1993).


Результаты исследований приведены на рисунке. По разрезу колонки отмечены значительные колебания содержания (TN), (TS), (TOC), а также отношений (TOC/TN). Установлено, что эти показатели отражают палеоклиматические и седиментологические изменения. Для холодных эпох характерны повышенные значения этих величин и тонкослоистый характер осадков, в то время как теплым эпохам свойственны низкие значения этих параметров и массивная структура илов, часто подверженных биотурбациям. Интервалы с высоким содержанием (TN), (TS), (TOC) характеризуются низкими величинами магнитной восприимчивости. Тонкослоистые илы формировались в восстановительных условиях, биотурбаций не происходило, а окисление органики было минимальным. Такие условия отмечены в некоторых озерах Антарктики, ледяной покров которых уменьшает перемешивание воды - меромиктические озера (Melles et al., 1997)

Этот вывод согласуется с результатами определения концентраций d13С в верхней части колонки. Очень низкие содержания этого параметра для двух верхних горизонтов тонкослоистых илов свидетельствуют об отсутствии газового обмена между атмосферой и водой в озере. Наличие круглогодичного ледяного покрова на озере может объяснить нахождение в осадках глинистых окатышей, которые могли аккумулироваться на льду в результате эолового переноса или таяния снега и затем попадать на дно озера через проталины (Squyres et al., 1991). Характер колебания по разрезу содержания биогенного кремнезема (опала), указывает на то, что продуктивность в озере изменялась незначительно. Однако, возможно, что вариации содержания опала затушеваны растворением кремния и/или различными скоростями осадконакопления в озере. Для осадков характерны весьма низкие содержания карбонатов или их полное отсутствие. Возможно, они были растворены в процессе диагенеза, что подтверждается полным отсутствием остатков остракод в осадках, хотя в современных условиях они проживают в озере (Палеоклиматические…, 1999).

 

Результаты геохимических анализов по колонке PG1351 (Melles et al., 2007)

 

 core PG1351

 

July insolation at 67.5° N (Paillard et al. 1996) and stacked marine oxygen isotope record (Martinson et al. 1987) for the past 300 ka, plotted versus the major biogeochemical proxies in core PG1351 according to the age model presented by Nowaczyk et al. (2002). The peak warm (unit 1), normal warm (unit 2), cold and dry (unit 3), and cold but more moist (unit 4) climate modes are indicated with the same signatures. The arrows illustrate the proposed modification of the age model in the lower core part, with upward shifts of sediment units by 10 to 50 ka to make them match the global isotope and regional insolation pattern (Melles et al., 2007).

 

Геохимические исследования осадков колонки LZ 1027 (10-метровая подводнвя терраса) (по Juschus et al., 2011)

1027 geochemie

 

Геохимические исследования осадков колонки LZ 1028 (8-метровая подводнвя терраса) (по Juschus et al., 2011)

1028 geochemie

 

Содержание органического углерода и валового углерода, измеренное на различных приборах, одинаково, как для колонки Lz1027, так и для Lz1028. Таким образом, можно заключить, что в осадках присутствует только органический углерод. Одним из дополнительных доказательств тому, отсутствие реакции материла образцов при добавлении соляной кислоты, в ходе подготовки образцов к геохимическим анализам. В противном случае, происходила бы реакция кислоты с карбонатами и, как следствие, вспенивание. В целом, содержание органического углерода в осадках невелико и редко достигает 2,5%. Причем такие показатели коррелируются с прослоями и линзами торфа и органического детрита. Так для колонки Lz1027 пики содержания органического вещества приходятся на глубины 206 см, 189 см, 140 см, 40 см и 0-2 см. В колонке Lz1028 такой пик приурочен глубине 160 см. Если не принимать во внимание показания связанные с прослоями органического детрита, как аллохтонного материала, привнесенного в результате размыва береговых форм рельефа и т.п., то обнаруживается картина внутренней озерной циркуляции и продуцирования органического вещества, на протяжении отобранного осадка. Таким образом, фоновое содержание органического углерода для колонки Lz1027 колеблется около 1%. Также отмечается рост показателей снизу-вверх на интервале 206-26 см. Интервалу 26-0 см соответствуют низкие значения органического углерода, и лишь в образце №1 присутствует максимальный показатель – 3%, что объясняется обилием органического детрита в приповерхностных слоях.

 

В колонке Lz1028 среднее содержание органического вещества ниже и составляет 0,3%. Схожие данные были получены по результатам исследований глубоких кернов. Отчетливо выделяется интервал 206-200 см, сложенный глинами и алевритами глубоководной фации. Здесь значения достигают 0,5%. В центральной части интервала отмечаются низкие показатели, что, по-видимому, связано с включениями грубозернистых привнесенных осадков (глубины 225-211 см). Содержание органического вещества на глубинах 200-66 см колеблется около 0,2% и изменения происходят плавно в сторону незначительного увеличения концентрации. На глубинах от 66 до 0 см, ход кривой неспокойный, и отражает литологические характеристики осадка.

 

Распределение азота и серы в исследуемых осадках, во многом повторяет колебания кривой органического углерода. Среднее содержание этих элементов незначительны, а для серы немногим превышают точность измерений. Так среднее содержание азота в осадках 0.06%, 0.02%, серы 0.03%, 0.01%, для колонок Lz1027 и Lz1028 соответственно. В колонке Lz1028 содержание азота максимальное на глубинах 238-200 см, затем его содержание не изменяется вплоть до 30 см и соответствует 0,01%. Пики азота в верхней части керна приурочены к глинам на глубинах 23-24 см и 7-9 см.

 

Результаты геохимических исследований по кернам Lz1027 и Lz1028 представлены в статье:

Juschus, O.; Pavlov, M.; Schwamborn, G.; Fedorov, G.; Melles, M. (2011): Late Quaternary lake-level changes of Lake El´gygytgyn, NE Siberia, 10.1016/j.yqres.2011.06.010 Quaternary Research 76(3) 441-451

НЕОРГАНИЧЕСКАЯ ГЕОХИМИЯ (Палеоклиматические..., 1999)

Анализ колонки PG 1351 выполнен в лаборатории рентгеноспектрального анализа СВКНИИ (аналитик В.Я.Борходоев). Редкие элементы Rb, Sr, Y, Zr и Nb определялись на спектрометре VRA-30 (Carl Zeiss, Jena, Germany), рентгеноспектральный силикатный анализ - на многоканальном рентгенофлуоресцентном спектрометре СРМ-25 (СССР, г.Орел) по методикам, изложенным в работах (Borkhodoev, 1998; Борходоев, 1999). Вариации содержания многих элементов по разрезу скважины отражают седиментологические и палеоклиматические изменения.

 


Редкие элементы. Среди редких элементов особо выделяется стронций. Отмечено, что теплым интервалам, выделенным по данным диатомового и биохимического анализов, свойственны высокие содержания этого элемента, в то время как для холодных эпох характерны низкие значения концентраций стронция. Эта закономерность отмечается по всему разрезу скважины. Существует прямая зависимость содержания стронция в осадках с количеством диатомей, поэтому мы считаем, что этот элемент аккумулировался в диатомовых водорослях. Источником стронция являлись окружающие озеро вулканические породы, хотя он мог приноситься и с океанских вод, как наблюдалось, например, в разрезах Гренландских скважин. Этот вывод подтверждается данными изучения изотопов стронция (см. табл.). Отношения 87Sr/86Sr составляют 0,705857, в то время как для морских вод оно равно 0,709.

 

                        Результаты изучения изотопов стронция в осадках озера

Скважина

Глубина

87Sr/86Sr

1351

50-52

0,705659

1351

135-137

0,705920

1351

177-179

0,705941

1352

291-293

0,705908 


Из других редких элементов следует особо отметить ниобий и иттрий, повышенное содержание которых наблюдается в верхней части колонки на глубине 0-300 см. Согласно данным диатомового анализа, приблизительно на уровне 300 см проходит основание IV стадии по кислородно-изотопной шкале (зырянское оледенение). На Северо-Востоке России этот уровень соответствует началу формирования едомного комплекса, который по данным многих исследователей имеет эоловое происхождение. Возможно, обогащение осадков ниобием и иттрием связано с эоловыми процессами. Отметим, что содержание этих элементов в вулканических породах вблизи озера в 1,5-2 раза ниже, чем в осадках характеризуемого интервала (Белый, 1998).

 


Породообразующие элементы. Данные силикатного анализа несут важную информацию об условиях осадконакопления и палеоклиматических флуктуациях. По всем элементам, кроме P2O5 и MnO, резко фиксируется нижняя граница голоцена.

Для этого интервала свойственны повышенные содержания CaO, Na2O, K2O, SiO2 и пониженные значения TiO2, Al2O3, MgO, Fe2O3. Для всего разреза наиболее информативными палеоклиматическими показателями являются содержание SiO2,TiO2, Al2O3, и MgO. Теплым интервалам свойственны повышенные значения SiO2 и пониженные содержания TiO2, Al2O3, и MgO. Содержания этих элементов по разрезу, видимо, контролируются условиями выветривания и осадконакопления, которые в свою очередь зависят от климатических изменений. При теплом и влажном климате в озеро водными потоками поступало большее количество обломочного материала. Химический состав осадков этого интервала, по крайней мере по SiO2,TiO2, Al2O3 и MgO, приближается к таковому материнской породы. В осадках холодных эпох содержания TiO2, Al2O3 и MgO часто выше, а содержание SiO2 ниже, чем в вулканитах кратера (Белый, 1998). По-видимому, эти различия связаны с разными глинистыми минералами осадков, формировавшимися в теплых и холодных условиях.


Наблюдается прямая корреляция содержания P2O5 и MnO. Фосфор в осадки поступал из материнских пород, аккумулировался в скелетах рыб, которые при разложении обогащали этим элементом окружающую среду, создавая благоприятные условия для накопления вивианита. Этот водный фосфат повсеместно встречается по разрезу колонки, однако, распределение его неравномерное. По-видимому, выявленные пики фосфора обусловлены вивианитом. Марганец, вероятно, входит в состав вивианита как примесь. Характерно, что пикам фосфора и марганца свойственны повышенное содержание железа.

 

                                 Результаты рентгеноспектрального анализа осадков озера Эльгыгытгын

 

Глуб, см

Rb

 (g/t)

Sr

(g/t)

Y

 (g/t)

Zr

 (g/t)

Nb

 (g/t)

Глуб,

см

Rb

(g/t)

Sr

(g/t)

Y

 (g/t)

Zr

(g/t)

Nb

(g/t)

1

135

241

58

188

24

436,8

118

235

52

181

4

7

119

209

46

164

21

446,9

125

237

29

193

4

10

117

208

46

166

21

454,6

119

231

36

193

5

14

136

251

51

195

18

470,1

106

172

31

179

6

18

130

240

45

184

11

481,9

105

169

32

173

0

22

116

233

42

166

11

494,5

114

200

36

171

4

26

113

255

41

238

9

506

104

205

24

156

0

30

117

262

39

227

7

517,5

102

204

29

158

0

34

128

246

45

196

12

529

99

212

28

176

0

40

133

257

48

196

13

542,9

95

216

30

0

44

129

250

56

196

16

554,3

94

211

30

155

0

50

129

257

47

195

15

565,8

90

208

29

159

0

54

122

254

47

194

12

577,4

104

211

31

182

3

56

121

256

50

190

12

591,5

89

200

34

154

0

57,5

125

259

52

192

16

601,5

103

176

28

173

4

69,3

122

223

41

184

9

613,5

92

205

33

200

6

76,2

124

221

49

181

12

625,2

109

158

37

183

6

83,2

124

198

43

183

10

636,8

111

161

32

177

4

102,3

122

195

47

193

13

648,5

112

165

33

170

4

111,2

121

170

39

183

9

660,3

108

171

30

173

5

121,4

126

175

51

192

14

674,5

96

195

31

189

7

128,5

119

194

45

181

11

695,6

105

159

33

184

5

136,6

130

182

52

189

19

713,1

106

168

32

188

5

145

133

192

49

185

14

729,5

104

194

30

180

3

157

129

213

50

186

13

745,8

100

185

35

176

0

161,7

130

220

49

189

14

762,2

102

199

33

191

5

169,2

125

226

43

194

9

778,5

95

190

32

203

7

176,7

123

197

46

175

13

794,2

97

177

32

202

7

184,1

131

225

50

191

15

808,5

97

158

31

194

7

191,5

134

221

72

184

22

825,1

83

202

36

283

11

201,5

123

199

59

188

16

841,6

92

156

32

204

7

216,4

131

235

51

194

16

858,1

93

163

33

203

6

223,9

127

230

44

184

13

874,5

95

156

30

195

6

231,4

123

214

58

185

17

911,4

122

154

33

175

3

241,4

123

228

49

200

13

927,9

116

166

31

156

0

244,8

121

217

45

201

11

942,4

110

219

28

161

3

252,5

116

208

45

190

11

959

108

207

25

159

0

259,9

121

192

46

194

14

975,2

107

171

35

158

0

267,5

114

201

51

202

14

991,7

91

211

27

145

9

277,9

121

174

42

207

12

1001,5

103

198

28

170

0

285,1

118

187

47

215

13

1023,6

102

205

25

174

0

295

115

176

45

212

11

1038

101

201

32

188

5

302,3

109

172

42

215

9

1054,3

85

193

33

203

9

317,2

101

167

37

209

3

1070,7

93

199

33

203

6

329,6

112

199

37

193

5

1080,4

93

192

35

215

10

341,9

132

227

39

185

6

1128,6

90

148

31

201

7

354,1

128

244

43

186

6

1144,8

91

166

31

209

7

366,4

126

240

36

180

4

1160,9

112

210

29

163

0

378,3

125

222

39

188

6

1193,7

107

193

32

160

0

391,3

103

292

25

389

6

1209,6

100

175

28

150

0

403,7

120

207

45

163

18

1225,7

107

192

30

167

0

414,2

123

236

40

186

5

1241,5

107

199

28

176

0

426,7

127

243

35

185

6

1264,9

95

212

30

179
   

Предел обнаружения Rb, Sr, Zr, Y-4г/т, Nb -3 г/т

Нижний предел определения Rb, Sr, Zr, Y, Nb - 7г/т

  
         

 

 

 

                

                              Результаты силикатного анализа осадков озера Эльгыгытгын

Глубина, см

P2O5 %

SiО2

%

TiО2

%

Al2O3

%

Fe2O3

%

MnO

%

MgO

%

CaO

%

Na2O

%

K2O

%

другие

%

sum

%

1

0,28

64,78

0,47

13,84

5,09

0,49

0,96

0,85

1,86

2,93

8,46

100,01

7

0,39

62,23

0,43

12,9

7,34

1,52

0,86

0,82

1,95

2,79

8,76

99,99

10

0,73

61,38

0,43

12,9

9,33

0,09

0,86

0,81

1,93

2,76

8,77

99,99

14

0,09

67,39

0,48

14,67

3,29

0,06

1

0,92

2,13

3,19

6,77

99,99

18

0,1

65,81

0,52

15,49

4,02

0,06

1,07

0,91

2,02

3,26

6,73

99,99

22

0,14

65,52

0,55

15,07

5,55

0,1

0,98

0,87

2,23

3,04

5,95

100

26

0,18

66,39

0,66

15,48

3,92

0,07

1,03

1

2,53

3,13

5,61

100

30

0,08

67,51

0,58

14,92

3,23

0,05

1,07

1,07

2,57

3,33

5,6

100,01

34

0,08

67,48

0,51

14,87

3,47

0,05

1,05

0,94

2,28

3,27

6

100

40

0,07

66,68

0,52

15,37

3,97

0,06

1,05

0,89

2,21

3,31

5,87

100

44

0,36

65,77

0,52

15,11

4,64

0,08

1,06

0,87

2,08

3,18

6,31

99,98

50

0,08

67,04

0,52

15,1

3,56

0,05

1,06

0,9

2,26

3,14

6,28

99,99

54

0,07

67,24

0,52

15,08

3,74

0,05

1,11

0,91

2,21

3,1

5,95

99,98

56

0,06

67,48

0,52

14,85

3,67

0,05

1

0,92

2,26

3,16

6,02

99,99

57,5

0,08

68,82

0,49

14,34

3,28

0,04

0,96

0,9

2,15

3,1

5,83

99,99

69,3

0,07

67,04

0,53

15,29

3,66

0,05

1

0,85

2,23

3,24

6,04

100

76,2

0,08

66,44

0,52

14,98

4,64

0,06

1,02

0,85

2,16

3,18

6,05

99,98

83,2

0,07

61,57

0,65

17,22

5,18

0,06

1,32

0,81

1,7

3,11

8,31

100

102,3

0,07

64,12

0,67

15,96

4,67

0,06

1,34

0,77

1,8

2,92

7,61

99,99

111,2

0,05

62,4

0,72

16,96

4,9

0,06

1,33

0,67

1,58

2,93

8,39

99,99

121,4

0,05

60,89

0,76

17,28

4,76

0,06

1,5

0,68

1,6

2,94

9,49

100,01

128,5

0,06

61,86

0,75

17,58

4,76

0,06

1,46

0,81

1,75

2,94

7,97

100

136,6

0,05

62,26

0,69

16,1

4,58

0,06

1,47

0,73

1,45

2,79

9,82

100

145

0,05

60,67

0,67

17,08

4,63

0,07

1,45

0,8

1,48

2,92

10,16

99,98

157

0,05

64,36

0,6

16,36

4,21

0,06

1,22

0,81

1,68

2,95

7,69

99,99

161,7

0,05

65,09

0,6

16,21

4,01

0,06

1,15

0,84

1,75

3,04

7,2

100

169,2

0,06

64,77

0,6

16,08

4,5

0,06

1,19

0,87

1,87

3,06

6,94

100

176,7

0,06

63,12

0,58

15,81

5,41

0,06

1,18

0,78

1,59

2,9

8,5

99,99

184,1

0,07

66,02

0,58

15,72

3,61

0,05

0,98

0,82

1,79

2,99

7,37

100

191,5

0,05

63,1

0,52

14,96

4,63

0,05

1,06

0,79

1,61

2,81

10,42

100

201,5

0,05

64,32

0,62

15,71

5,07

0,06

1,21

0,76

1,64

2,79

7,78

100,01

216,4

0,06

67,41

0,54

15,18

3,45

0,05

1,06

0,87

2,05

3,09

6,24

100

223,9

0,07

66,12

0,56

15,36

4,17

0,05

1,11

0,86

2,01

3,06

6,63

100

231,4

0,07

65

0,58

15,21

4,82

0,05

1,19

0,85

1,82

2,92

7,48

99,99

241,4

0,08

65,77

0,62

15,79

4,35

0,05

1,15

0,87

2,06

3,09

6,15

99,98

244,8

0,07

65,06

0,64

15,83

5,01

0,05

1,19

0,87

2,08

3,07

6,14

100,01

252,5

0,07

63,34

0,66

15,83

5,61

0,06

1,25

0,86

1,96

2,97

7,38

99,99

259,9

0,03

62,47

0,72

16,49

5,93

0,06

1,4

0,75

1,76

3,02

7,38

100,01

267,5

0,04

64,56

0,76

16,27

5,2

0,05

1,36

0,78

2,01

2,89

6,06

99,98

277,9

0,06

61,35

0,84

17,77

5,81

0,06

1,63

0,71

1,81

2,98

6,98

100

285,1

0,06

61,8

0,84

17,64

5,23

0,06

1,56

0,72

1,86

2,97

7,26

100

295

0,07

61,02

0,87

17,77

5,53

0,06

1,67

0,74

1,85

2,9

7,51

99,99

302,3

0,06

66,56

0,53

15,74

3,71

0,05

1,08

0,88

2,02

3,28

6,08

99,99

317,2

0,27

62,19

0,82

16,7

5,38

0,07

1,44

0,73

1,98

2,64

7,79

100,01

329,6

0,04

64,9

0,68

15,96

4,46

0,05

1,31

0,79

1,87

2,91

7,02

99,99

341,9

0,05

63,97

0,6

16,58

4,16

0,06

1,19

0,9

1,8

3,23

7,46

100

354,1

0,05

66,53

0,51

15,57

3,88

0,05

1,09

0,93

2,15

3,37

5,86

99,99

366,4

0,06

67,76

0,48

15,04

3,57

0,05

0,99

0,92

2,33

3,38

5,42

100

391,3

0,23

68,32

0,64

15,09

3,52

0,05

0,86

1,19

2,73

3,25

4,11

99,99

403,7

0,58

62,16

0,5

13,76

8,59

0,1

1,06

0,88

1,54

2,66

8,19

100,02

414,2

0,05

64,71

0,58

16,25

4,21

0,05

1,19

0,88

1,88

3,2

6,98

99,98

426,7

0,04

67,09

0,51

15,31

3,91

0,05

1,03

0,86

2,26

3,34

5,58

99,98

436,8

0,05

66,23

0,53

15,47

4,44

0,05

1,09

0,88

2,14

3,28

5,83

99,99

446,9

0,04

66,28

0,55

15,97

4,03

0,05

1,1

0,87

2,16

3,31

5,65

100,01

454,6

0,03

65,69

0,59

16,1

4,44

0,05

1,15

0,83

2,19

3,22

5,69

99,98

470,1

0,05

61,88

0,71

17,29

5,01

0,05

1,34

0,75

1,63

2,88

8,39

99,98

481,9

0,05

61,18

0,7

17,23

4,14

0,05

1,16

0,76

1,55

2,75

10,41

99,98

494,5

0,06

62,27

0,6

17,33

4,18

0,06

1,17

0,89

1,65

3,09

8,72

100,02

506

0,07

65,27

0,53

15,5

3,59

0,05

1,03

0,94

1,84

2,98

8,18

99,98

517,5

0,25

65,37

0,52

15,26

3,73

0,07

1,01

0,91

1,88

2,98

8,02

100

529

0,08

64,9

0,6

15,33

3,8

0,05

1,1

0,99

2,03

2,87

8,26

100,01

542,9

0,53

65,78

0,5

14,09

4,36

0,1

0,97

0,9

1,93

2,76

8,07

99,99

554,3

0,08

67,46

0,52

14,15

3,61

0,05

0,96

0,93

1,98

2,78

7,49

100,01

565,8

0,08

67,54

0,54

13,9

3,8

0,05

1,04

0,89

2,04

2,73

7,41

100,02

577,4

1,09

64,55

0,51

13,27

5,82

0,15

0,96

0,86

1,94

2,68

8,16

99,99

591,5

0,38

66,12

0,57

14,99

4,41

0,08

1,05

0,88

2,33

3,08

6,11

100

601,5

0,08

64,32

0,67

15,85

5,05

0,05

1,3

0,78

1,9

2,99

7

99,99

613,5

0,33

64,75

0,71

14,91

5,88

0,07

1,17

0,97

2,23

2,68

6,29

99,99

625,2

0,06

60,25

0,77

17,63

5,12

0,06

1,44

0,69

1,51

2,94

9,51

99,98

636,8

0,07

59,89

0,75

17,18

5,3

0,06

1,64

0,73

1,67

2,98

9,73

100

648,5

0,06

60,21

0,71

17,06

5,23

0,06

1,53

0,76

1,5

2,99

9,89

100

660,3

0,06

62,53

0,7

16,53

5,42

0,06

1,4

0,75

1,68

2,98

7,9

100,01

674,5

0,06

65,73

0,82

16,02

4,49

0,05

1,27

0,85

2,24

2,78

5,69

100

695,6

0,07

60,14

0,8

17,3

6,02

0,06

1,59

0,75

1,61

2,89

8,76

99,99

713,1

0,07

60,39

0,78

17,4

5,42

0,06

1,62

0,75

1,63

2,9

8,98

100

729,5

0,04

60,57

0,68

15,98

5,38

0,06

1,23

0,81

1,96

2,99

7,3

100

745,8

0,26

62,54

0,66

15,55

6,62

0,08

1,31

0,81

1,76

2,96

7,44

99,99

762,2

0,08

64,3

0,7

15,92

4,87

0,05

1,29

0,87

2,09

2,97

6,86

100

778,5

0,09

63,2

0,81

16,44

5,49

0,05

1,41

0,86

2,17

2,74

6,72

99,98

794,2

0,15

62,01

0,83

16,57

6,04

0,06

1,48

0,76

2,04

2,7

7,35

99,99

808,5

0,29

60,09

0,85

17,09

7,15

0,08

1,57

0,68

1,88

2,71

7,61

100

825,1

0,16

66,24

0,91

15,39

4,94

0,06

1,27

0,89

2,42

2,46

5,29

99,97

841,6

0,39

61,06

0,86

16,93

6,88

0,12

1,54

0,68

1,78

2,64

7,1

99,98

858,1

0,38

60,8

0,85

16,95

6,59

0,08

1,51

0,71

2,01

2,62

7,5

100

874,5

0,43

60,59

0,85

17

6,77

0,13

1,52

0,68

1,93

2,61

7,49

100

911,4

0,59

55,67

0,63

18,95

6,94

0,2

1,39

0,7

1,38

3,09

10,46

100

927,9

0,23

59,93

0,61

17,15

6,36

0,11

1,2

0,75

1,52

2,96

9,17

99,99

942,4

0,07

65,4

0,51

15,64

4,22

0,05

1,09

0,9

2,05

3,27

6,8

100

959

0,07

65,7

0,52

15,37

4,35

0,05

1,1

0,88

1,93

3,15

6,88

100

975,2

0,2

61,34

0,59

15,84

6,44

0,09

1,15

0,77

1,56

2,82

9,2

100

991,7

0,06

68,53

0,7

15,14

3,43

0,04

0,98

0,85

2,33

2,64

5,29

99,99

1001,5

0,07

64,88

0,6

15,78

4,11

0,06

1,16

0,87

1,83

2,88

7,77

100,01

1023,6

0,05

65,86

0,55

15,48

4,58

0,05

1,04

0,8

2,24

3,12

6,22

99,99

1038

0,08

65,04

0,67

15,88

4,62

0,05

1,18

0,86

2,01

3

6,61

100

1054,3

0,06

65,42

0,81

16,16

5,11

0,05

1,23

0,76

2,12

2,69

5,59

100

1070,7

0,05

64,7

0,78

15,93

5,3

0,05

1,24

0,81

2,18

2,73

6,22

99,99

1080,4

0,1

63,58

0,85

16,38

5,38

0,05

1,34

0,79

1,98

2,66

6,87

99,98

1128,6

0,28

61,4

0,86

16,77

6,44

0,19

1,35

0,66

1,76

2,42

7,87

100

1144,8

0,59

61,77

0,82

16,47

6,38

0,23

1,3

0,73

1,85

2,59

7,27

100

1160,9

0,07

64,14

0,55

16,23

4,35

0,06

1,16

0,91

1,92

3,26

7,35

100

1193,7

1,13

63,56

0,52

14,76

6,69

0,15

1,04

0,78

1,97

3,11

6,29

100

1209,6

0,06

64,74

0,6

15,08

4,52

0,05

1,25

0,77

1,7

2,83

8,4

100

1225,7

0,06

64,17

0,58

15,8

4,84

0,06

1,19

0,82

1,85

3,08

7,54

99,99

1241,5

0,1

63,34

0,64

15,87

5,49

0,07

1,35

0,97

2,07

3,17

6,94

100,01

1264,9

0,07

66,26

0,77

15,65

4,15

0,04

1,36

1,04

2,43

2,69

5,53

99,99

 

0,018

-

0,007

-

0,036

0,002

0,06

0,013

0,25

0,018

нижний предел определения

 

 org him

org him1

Продолжение.

 Результаты геохимических анализов керна  LZ 1024 (данные П.Минюка)

 

Geochemistry 1024

 

 

Sedimentary geochemistry of core PG1351 from Lake El’gygytgyn—a sensitive record of climate variability in the East Siberian Arctic during the past three glacial–interglacial cycles. Martin Melles, Julie Brigham-Grette, Olga Yu. Glushkova, Pavel S. Minyuk, Norbert R. Nowaczyk, Hans-W. Hubberten


Inorganic geochemistry of El’gygytgyn Lake sediments (northeastern Russia) as an indicator of paleoclimatic change for the last 250 kyr P. S. Minyuk, J. Brigham-Grette, M. Melles, V. Ya. Borkhodoev, O. Yu. Glushkova


Ground ice and slope sediments archiving late Quaternary paleoenvironment and paleoclimate signals at the margins of El'gygytgyn Impact Crater, NE Siberia Georg Schwamborn, Hanno Meyer, Grigory Fedorov, Lutz Schirrmeister, Hans-W. Hubberten

{/spoiler} {spoiler title=СПОРОВО-ПЫЛЬЦЕВОЙ АНАЛИЗ opened=0}

Отбор образцов для палинологического анализа из керна осадков оз. Эльгыгытгын (PG 1351) и их подготовка к просмотру выполнены по международной методике, используемой при исследовании арктических озер (Андерсон, Ложкин, МакДональд, Эдвардс, 1994). Для детализации пыльцевой летописи образцы отбирались не более чем через 10 см и 1-3-5 см в интервалах резкого изменения спорово-пыльцевых спектров (например, глубины 33-65 см, 563-604 см). Для подсчета концентрации пыльцы в 1 см3 осадка, как показателя пыльцевой продуктивности растительности, при подготовке образцов использовались таблетки, содержащие определенное количество "экзотических" спор (Stockmarr, 1971).


Результаты палинологического анализа обобщены в виде диаграмм, построенных с помощью компьютерной программы TILIA и показывающих процентные соотношения основных и второстепенных пыльцевых таксонов, участие в спектрах спор. В левой части диаграммы отражено также соотношение групп растительности: пыльцы группы древесных и кустарниковых растений, пыльцы группы травянистых и кустарничковых растений и группы спор. Количество спор показано как относительная величина для каждого спорового таксона от общего количества пыльцевых зерен.


Непрерывная пыльцевая летопись осадков оз. Эльгыгытгын показывает неоднократную смену растительного покрова в северо-западном районе Чукотки:

  • типичные арктические мозаичные травянистые тундры (интервал 1267,1- 1175 см)
  • кустарниковые березово-ольховниковые тундры с участием кедрового стланика (1175-740 см)
  • арктические мозаичные травянистые тундры (740-595 см)
  • крупнокустарниковые тундры с кедровым стлаником, кустарниковыми березами, ольховником (возможно, подобные современным переходным между тундрой и тайгой фитоценозам Чукотки) и, вероятно, лиственничные леса (595-450 см)
  • травянистые тундры (450-375 см)
  • травянисто-кустарниковые тундры (375-270 см)
  • травянистые мозаичные тундры с редкими кустарниками (270-64 см)
  • кустарниковые березовые тундры (64-50 см)
  • ольховниково-березовые крупнокустарниковые тундры с участием древовидных берез (50-25 см)
  • современная гипоарктическая тундра с занимающей небольшие площади кустарниковой растительностью, представленной мелкими низкорослыми ивняками и кустарниковой березкой (25-0 см).

 


Резкое изменение спорово-пыльцевых спектров на глубине 64 см, свидетельствующее о весьма значительной перестройке растительного покрова, - смене господствовавшей на Северо-Востоке Сибири в период максимального похолодания климата в конце позднего плейстоцена (сартанский интервал, изотопная стадия 2) травянистой тундры (травянистая пыльцевая зона) кустарниковой березовой тундрой (пыльцевая зоны березы), а затем крупнокустарниковой ольховниково-березовой тундрой, датируется 12400 л.н. Подобная резкая смена пыльцевых спектров и зона березы выделяется во всех пыльцевых летописях озерных осадков Северо-Востока Сибири, характеризующих переходный от плейстоцена к голоцену период (Ложкин, 1997). Спектры в интервале 64-0 см относятся, таким образом, к изотопной стадии 1 (голоцен) (Imbrie, 1984).


Датировка 12400 л.н., а также полученные в Иллинойском университете (США, Чикаго) с помощью оптиколюминесцентного метода (OSL) предварительные датировки осадков оз. Эльгыгытгын - 48200±3900 л.н. (UIC-662) на глубине 260 см и 163600±12200 л.н. (UIC-6675) на глубине 650-665 см - позволяет определить скорость их накопления, равную в среднем 0,04 мм в год. Компьютерная экстраполяция датировок показывает, что спорово-пыльцевая диаграмма оз. Эльгыгытгын отражает, по всей вероятности, изменение растительного покрова и климата на Северо-Востоке Сибири (западная часть Берингии) в течение последних 320 тысяч лет. Несомненно, следует принять во внимание уплотнение тонких озерных алевритов на больших глубинах, что может внести определенные коррективы в полученную возрастную шкалу и предположить более древний возраст для нижних слоев осадков, чем это показывает компьютерная экстраполяция. Тем не менее, выделяемые в отложениях оз. Эльгыгытгын пыльцевые зоны и их последовательная смена отвечают общей закономерности изменений климата в Северном полушарии (Геохронология СССР, 1974).


Похолодание климата, отраженное в спектрах пыльцевых зон травянистой тундры (450-375 см), травянисто-кустарниковой тундры (375-270 см) и травянистой мозаичной тундры (270-64 см), отвечает тыэллахской серии верхнего плейстоцена (Шило, 1961), включающей изотопные стадии 4 (74-60 тыс. л.н., зырянский интервал Сибири, ранний висконсин), 3 (60-24 тыс. л.н., каргинский интервал, средний висконсин) и 2 (24-12 тыс. л.н., сартанский интервал, поздний висконсин). Весьма значительные изменения в спорово-пыльцевых спектрах, относящихся к каргинскому интервалу (интерстадиалу), соотношений групп растительности, основных и второстепенных пыльцевых и споровых таксонов вполне определенно свидетельствуют о флюктуациях климата и неоднократной смене сообществ травянистых и кустарниково-травянистых тундр. Данные палинологического анализа указывают также на существование в каргинское время в целом более холодных, по сравнению с современными, климатических условий, что подтверждает ранее сделанные выводы по другим районам Северо-Востока Сибири (Андерсон и др., 1998).


Пики пыльцы кедрового стланика, березы и ольховника в интервале 595-450 см и общее резкое увеличение в спектрах количества пыльцы кустарниковых растений (до 95%), несомненно, свидетельствуют о весьма широком распространении сообществ крупнокустарниковых тундр и, вероятно, лиственничных лесов в первой половине позднего плейстоцена - изотопная стадия 5 (микулинский климатохрон, казанцевский интервал, сангамон). Изменения в соотношениях основных кустарниковых пыльцевых таксонов (Pinus subgen. Haploxylon, Betula, Alnus) позволяют также выделить изотопные "подстадии":


5e (128-116 тыс. л.н., максимум потепления, пики пыльцы ольхи и березы)
5d (116-104 тыс. л.н., похолодание, пики пыльцы кедрового стланика)
5c (104-96 тыс. л.н., потепление, увеличение содержания пыльцы ольхи)
5b (96-82 тыс. л.н., похолодание, развитие сообществ березы)
5a (82-74 тыс. л.н., потепление, развитие крупнокустарниковых тундр, близких тундрам Южной Чукотки).


Датировка 163600±12200 л.н. (UIC-675) подтверждает среднеплейстоценовый возраст осадков в интервале 1276,1-595 см. По всей вероятности, арктические мозаичные травянистые тундры (1267,1-1175 см) развивались в течение самаровского интервала (днепровский климатохрон), кустарниковые березово-ольховниковые тундры (1175-740 см) были характерны для ширтинского интервала (одинцовский климатохрон), вновь сменившиеся арктическими мозаичными травянистыми тундрами (740-595 см) в тазовский интервал (московский климатохрон) (Палеоклиматические…, 1999).

 

Результаты спорово-пыльцевого анализа кернов D3, P1 и P2 представлены в статьях:

История развития растительности в позднеледниковье и голоцене по данным спорово-пыльцевого анализа многолетнемерзлых пород кратера озера Эльгыгытгын. Е.А. Морозова, А.А. Андреев, Г.Б. Федоров,Г. Швамборн, Л. Ширрмайстер, Н.Б. Останин.  Известия РАН. Сер. геогр., №4, 2012,  М.: Наука. С. 79-92. 2012.

Vegetation history of central Chukotka deduced from permafrost paleoenvironmental records of the El’gygytgyn Impact Crater. 2012. A. A. Andreev, E. Morozova, G. Fedorov, L. Schirrmeister, A. A. Bobrov, F. Kienast, and G. Schwamborn. Clim. Past, 8, 1287-1300.

 

 Керн PG 1351

The pollen record from El’gygytgyn Lake: implications for vegetation and climate histories of northern Chukotka since the late middle Pleistocene. 2007. A. V. Lozhkin, P. M. Anderson,T. V. Matrosova, P. S. Minyuk. Journal of Paleolimnology 37 135-153.

 

A Reconstruction of the Climate and Vegetation of Northeastern Siberia Based on Lake Sediments. 2006. A. V. Lozhkin and P. A. Anderson. Paleontological Journal 40 S622-S628.

 Керн PG 1351 и LZ 1024

Изменение растительности и климата северной Чукотки за последние 350 тыс. лет (по палинологическим данным осадков озера Эльгыгытгын) Т.В. Матросова. Вестник СВКНИИ ДВО РАН, 2009, №2, с. 23-30  

{/spoiler}

{spoiler title=ДИАТОМОВЫЙ АНАЛИЗ opened=0} 

 

Диатомовые комплексы, накопившиеся в донных отложениях озера, обеспечивают нас информацией об изменениях климата, связанных оледенениями и межледниковьями (e.g. Bradbury, 1999)

Предыдущие исследования диатомовых комплексов озера Эльгыгытгын обеспечивали информацией о современной флоре озера. Первоначальные описания видов были выполнены по коротким кернам (<25 cm) (Sechkina 1956; Jousé and Sechkina 1960). Позднее были описаны перифитонные и планктонные таксоны в поверхностном слое донные отложений (Kharitonov 1980, 1993, 2002), и планктонных диатомей в пробах воды и седиментационных ловушках (Cremer et al. 2005). Cremer and Wagner (2003) интерпретировали голоценовые изменения в диатомовых комплексах по керну мощностью 38 см.


В данном случае приводится описание диатомей, встреченных в керне (PG1351), отобранном в 1998 г. Согласно предыдущим хронологическим моделям, данный керн соответствует примерно 250 тыс. лет (Nowaczyk et al., 2006; Forman et al, 2006).

Диатомовый анализ выполнен в Почвенно-биологическом институте ДВО РАН (Владивосток) М.В.Черепановой  и представлен в статье:

 Diatom stratigraphy of the last 250 ka at Lake El’gygytgyn, northeast Siberia. Marina V. Cherapanova, Jeffrey A. Snyder, Julie Brigham-Grette

 

Общая концентрация диатомовых водорослей в керне  PG1351 и процентное содержание наиболее распространенных (планктонных) видов по отношению ко всему комплексу диатомей (Cherepanova et al., 2006).

diatom1351

 

Periphytic diatom concentrations in core PG1351.
Percents are calculated without the abundant planktonic diatoms.  Zones of low diatom abundance (generally less than 105 valves/gram) are shown with a grey background (Cherepanova et al, 2006).

diatom1351 1

 


{/spoiler}

{spoiler title=ДАТИРОВАНИЕ opened=0}

ОПТИКОЛЮМИНИСЦЕНТНЫЙ АНАЛИЗ ОСАДКОВ

Оптиколюминисцентный метод для датирования четвертичных отложений начал применяться сравнительно недавно (Hutt, Jaek, Tchonka, 1988; Huntley, Hutton, Precsott, 1993), однако возрастные определения осадков весьма обнадеживают. Метод успешно применялся при изучении четвертичных отложений Шпицбергена (Forman, Lepper, Pierson, 1994), острова Баффина (Miller et al., 1999, и др.). Полученные определения возраста хорошо согласуются с биостратиграфическими данными, а также с данными термолюминисцентного и радиоуглеродного методов.


Анализ выполнен в Иллинойском университете (Чикаго, США) С.Форманом. Изучено три образца, результаты по которым приведены в таблице.

              Результаты оптиколюминисцентного анализа осадков озера (СКВ. 1351)

Скважина

Глубина, см

Лаб. номер

Возраст, тыс. лет

1351

259-262

UIC-662

48,2± 3,9

1351

650-665

UIC-675

163,6± 12,2

1351

1224-1232

UIC-674

>155

Applying SAR-IRSL methodology for dating fine-grained sediments from Lake El´gygytgyn, north-eastern Siberia. Juschus, O.; Preusser, F.; Melles, M.; Radtke, U. (2007): Journal of Paleolimnology 2, 137-142

 

Luminescence geochronology for sediments from Lake El'gygytgyn, northeast Siberia, Russia: constraining the timing of paleoenvironmental events for the past 200 ka. Forman, S. L., Pierson, J. , Gomez, J. , Brigham-Grette, J. , Nowaczyk, N. R. and Melles, M., 2007. Journal of Paleolimnology, 37, P. 77 - 88

Керны LZ1027 и LZ1028

 

Juschus, O.; Pavlov, M.; Schwamborn, G.; Fedorov, G.; Melles, M. (2010): Late Quaternary lake-level changes of Lake El´gygytgyn, NE Siberia, 10.1016/j.yqres.2011.06.010 Quaternary Research 76(3) 441-451

{/spoiler}

{spoiler title=КРАТКАЯ НАУЧНАЯ ИНТЕРПРЕТАЦИЯ opened=0}

Керн 1351

Проведенные исследования позволяют утверждать, что вскрытый 12,5 м разрез осадочной толщи охватывает голоцен, верхний плейстоцен и самые верхи среднего плейстоцена. На Северо-Востоке России подобный непрерывный разрез этого возрастного интервала отсутствует. 


Выявленная непрерывная пыльцевая летопись осадков оз. Эльгыгытгын показывает неоднократную смену растительного покрова в районе озера - типичные арктические мозаичные травянистые тундры (интервал 1267,1- 1175 см) - кустарниковые березово-ольховниковые тундры с участием кедрового стланика (1175-740 см) - арктические мозаичные травянистые тундры (740-595 см) - крупнокустарниковые тундры с кедровым стлаником, кустарниковыми березами, ольховником (возможно, подобные современным переходным между тундрой и тайгой фитоценозам Чукотки) и, вероятно, лиственничные леса (595-450 см) - травянистые тундры (450-375 см) - травянисто-кустарниковые тундры (375-270 см) - травянистые мозаичные тундры с редкими кустарниками (270-64 см) -кустарниковые березовые тундры (64-50 см) - ольховниково-березовые крупнокустарниковые тундры с участие древовидных берез (50-25 см) - современная гипоарктическая тундра с занимающей небольшие площади кустарниковой растительностью, представленной мелкими низкорослыми ивняками и кустарниковой березкой (25-0 см).


Анализ диатомовой флоры изученных осадков свидетельствует о многократной смене продуктивности озера в прошлом, что, видимо, отражает седиментологические и палеоклиматические условия. Для теплых интервалов свойственно обилие диатомей в осадках и большое их разнообразие. Такие интервалы установлены на глубинах 0-85, 160-235, 343-658, 879-1044, 1194-1215 см.


Многие геохимические и физические показатели осадков, по-видимому, отражают палеоклиматические условия. Теплым интервалам, установленным по данным диатомового анализа, свойственны низкое содержание азота, серы, органического углерода, высокое содержание изотопа d13С, повышенные значения SiO2 и стронция, пониженное содержание TiO2, Al2O3 и MgO. Осадки этих горизонтов характеризуются преимущественно массивной текстурой, они более опесчанены и им свойственны высокие значения магнитных параметров.


Отсутствие в осадочной толще грубозернистых прослоев, а также галечников и валунников подтверждает предположение о том, что район озера не подвергался оледенению в позднем плейстоцене и, по-видимому, в течение всего четвертичного периода. Это дает возможность получить непрерывный разрез озерной толщи начиная со времени образования озера.

 

interpret

Эскизы условий окружающей среды от лета (слева) к зиме (справа) на озере Эльгыгытгын в (а) теплый , (б) очень теплый, (в) холодный и сухой  и (d) холодный и более влажный режимы климата. Для дополнительных объяснений см. статью Melles et al. 2007.

 

Керны Lz1027 и Lz1028

 

Палеогеографическая интерпретация полученных данных и обсуждение

Беря во внимание данные каждого из проведенных лабораторных анализов, возможно провести связь между литологическими характеристиками осадков и каждым из результатов. По совокупности данных возможно заключить, что для колонки донных отложений Lz1027 литологические горизонты I и II особенно четко коррелируются с данными гранулометрического анализа. На рубеже 20 см грубозернистая, пляжевая фация сменяется мелкозернистой мелко или глубоководной фацией. Также эти подразделения осадков выделяются по данным о физических свойствах. В горизонте I снижаются магнитные свойства и плотность отложений, а содержание влаги, наоборот возрастает, что может говорить о смене области сноса материала в пределах котловины озера и о более молодом возрасте осадка. По геохимическим данным, описываемый интервал отличается от нижележащих осадков большим процентным содержанием органических веществ, что говорит о более интенсивном продуцировании. Можно заключить, что накопление горизонта II происходило в относительно теплых пляжевых условиях, о чем говорит, присутствие большого количества in situ торфяных прослоев и высокое (около 1%) содержание органогенных веществ.

 


Для осадка керна Lz1028 литологические горизонты I,  IIIa, IIIb и IV также находят отражение в результатах лабораторных анализов. Гранулометрический состав полно показывает историю смены режимов осадконакопления от глубоководной фации к мелководной и затем снова к глубоководной. Эрозионный контакт между этапом IIIa и I слабо выражен на графиках физических свойств осадка, что можно объяснить однообразием сносимого материала в пределах замкнутого водосборного бассейна озера. Однако данные о содержании органических соединений в осадках четко отбивают эту границу, после которой происходит резкий скачек, а, следовательно, и увеличения объема продуцирования органогенных веществ.

 

Датирование нижнего горизонта отложений колонки Lz1028, а именно, границы между средне-глубоководной фацией (UNIT IIIb) и пачкой алевритовых песков (UNIT IIIa), принадлежащих к этапу постепенной регрессии озера, говорит, показало возраст 38460 BP, что относится к  Kаргинскому времени. Нижележащие осадки (UNIT IV) относятся к более высокому уровню озера в прошлом и соответствуют Среднему Плейстоцену (МИС 7 или древнее). Свидетельства о высоком стоянии озера находят отражение в высоких озерных уровнях, выраженных в рельефе в пределах котловины озера.

 


Первые морфометрические характеристики озерной впадины были приведены Нерасовым И.А. (1958, 1963 гг). В результате исследований были выявлены 3 основных подводные зоны: мелководная часть до 10 метров, склон и глубинная часть, причем типичная мелководная зона выделяется в юго-восточной акватории, где достигает 0,5 км в ширину и до 2 км в длину. В других частях озера эта зона выражена слабо. Осадки отмели представлены галечниками до гравийников. В глубоководной части Некрасов выделяет 3 приповерхностных горизонта донных отложений: светло желтый ил (6 см) перекрывает темно коричневый (до 2 см). Ниже залегает зеленоватый ил. Также были отмечены озерные уровни, такие как 2-3, 10, 35-40 и 80-90 м над современным уровнем озера.

 


Низкие уровни хорошо выражены в рельефе и развиты в западной, южной и юго-восточной частях котловины. Фрагменты 35-40 м озерной террасы присутствуют лишь в южной части (Глушкова, 1993). 80-90 метровая терраса, отмеченная Некрасовым, практически не выражена в рельефе и относится к зоне предгорной равнины, которая выполнена озерно-аллювиальными осадками. Однако по найденным в высоких террасах диатомиям сложно отнести эти отложения к какой-либо фации (Некрасов 1963).

 


Отложения 10 метрового уровня, выполненного снизу вверх гравийником, далее горизонт супеси и приповерхностный слой сложен галечником, принадлежат к осадкам прибрежной отмели (Глушкова, 1993). По палинологическим данным, проведенным по 12 образцам из рассматриваемой озерной террасы, Глушкова заключает, что нижний гравийный горизонт возможно отнести к Каргинскому межстадиалу, когда доминировал сравнительно теплый климат, причем верхние горизонты относятся к холодной Сартанской эпохе. О более высоком базисе эрозии свидетельствуют террасы единственного водотока вытекающего из озера – р. Энмываам. Первая и вторая надпойменные террасы 3 м и 9 м высотой соответственно, расположены в верхнем и среднем течении реки. В отложениях 9 метровой (второй надпойменной) террасы присутствуют палинологические спектры, характерные для конца Зырянского ледниковья и начала Каргинского межледниковья (там же).

 


Таким образом, возможно провести связь между средне-глубоководной фацией (UNIT IIIb) подводного 10 метрового уровня, озерной террасой 10 м над современным уровнем озера и второй надпойменной террасой реки р. Энмываам. Во время формирования нижних горизонтов мелководной фации 10 метровой террасы, образовывалась глубоководные отложения в точке отбора керна Lz1028. Указанные Глушковой теплые климатические условия, для этого этапа, могут подтвердиться грубозернистым материалом описанным в горизонте UNIT IIIb (см. литологию). Вероятно преобладала эрозия рек и ручьев в пределах водосборного бассейна, что обусловило вынос терригенного материала на озерный лед. Таким образом, нахождение дропстоунов в глубоководной фации говорит о достаточно влажном и теплом климате, при котором озеро вскрывалось ото льда в летний период.

 

О более мощном привносе органического материала, говорит соотношение органического углерода и азота, серы. В этап IIIb в озере продуцировалось меньшее количество органогенного материала, чем сносилось, тем не менее в этап накопления этого горизонта общее продуцирование органического вещества было высокое. Высокие значения соотношения органического углерода и азота на глубинах 160 и 195 см связаны с прослоями детрита. Благоприятная климатическая обстановка отмечена до глубин 150-140 см. После чего изменяется не только гранулометрический состав (от мелкозернистого песка к средне и крупнозернистому), но и физические свойства, где отмечены увеличение плотности осадка и магнитной восприимчивости. Также процентное содержание органического вещества снижается. Таким образом, медленная регрессия озера, происходила в сравнительно теплых климатические условиях каргинского межстадиала.

 

Накопление горизонта IIIa, его верхней части от 140 до 30 см, характеризуется наиболее холодными условиями на фоне продолжающейся регрессии озера. Наблюдается низкое общее содержание органического вещества, соотношение между показателями органического углерода и азота высокое. Вероятно, озеро не вскрывалось ото льда в течении года. Вместе с падением уровня изменилось и область размываемых пород прибрежными водами, о чем говорит изменение значений физических свойств пород. Горизонт IIIa имеет верхний эрозионный контакт, который не позволяет выявить следующий этап осадконакопления. Однако выровненная площадка на современной глубине 8 м может говорить о стабилизации уровня озера и образования террасы сложенной пляжевыми отложениями. Дальнейшее падение уровня, привело к эрозии этих отложений и частично отложений горизонта IIIa.

 

Интерпретация климатических условий в период накопления осадков  в   керне Lz 1028(по Juschus et al., 2011).

 1028 interpretation
 

Модель формирования осадков и изменение уровня озера Эльгыгытгын в прошлом (по Juschus et al., 2011)

 

1027 1028 interpretation 

а -  самые древние осадки горизонта IV из керна LZ1028  отражают глубоководные условия осадконакопления в период до 185 тыс. л.н., однако  более точные значения уровня озера неизвестны;

b - между 185 и 40 тыс. л.н. отмечается как минимум один период понижения уровня озера и последующее развитие эрозии на склонах озерной котловины;

c - в течение МИС 3 или более древних потеплений уровень озера был, возможно, на 10 м выше современного;

d - в течение МИС 2 отмечается понижение уровня озера до -10 м в позднеледниковье. В это время происходило накопление пляжевой фации (II) керна LZ1027 и формирование уступа террасы в результате волновой деятельности;

e - отмечается быстрое повышение уровня озера до голоценовых отметок и формирование современных шельфовых условий ограниченного осадконакопления.

 

Интерпретация климатических условий в период накопления осадков  в керне Lz 1027(по Juschus et al., 2011).

1027 interpretation  

 

Отложения колонки Lz1027, отобранной с уровня 10,5 м, подразделяются нами на две фации: мелководную литеральную до пляжевой Unit II и шельфовую Unit I. Геоморфологически выраженная подводная терраса, видимо связана с накоплением этого пляжевого горизонта. Незначительное падение уровня (на 2 м) привело к формированию новой аккумулятивной террасы на глубине 10,5 м и эрозии отложений на уровне 8 метровой террасы. Накопление горизонта IIa происходило в наиболее благоприятных условиях для продуцирования органогенного материала в периоды накопления осадков колонок Lz1027 и Lz1028. Об этом свидетельствуют максимальные значения органического углерода и азота, многочисленные прослои и линзы органического детрита, а также прослои торфа в верхней части горизонта. Залегание торфа in situ, говорит о субаэральных, пляжевых условиях. Объем сносимого в озеро органогенного материала высокий, следовательно, в летний период, водоем вскрывался ото льда.


Unit I принадлежит ингрессивной фазе озера происходившей в Голоцене. Unit II формировался в позднем плейстоцене и уровень озера был намного ниже современного.


Отмеченная в современном рельефе 2-3 метровая аккумулятивная терраса в пределах котловины озера (Некрасов, 1958) и трехметровая терраса р. Энмываам, в отложениях которой встречены ветки деревьев (Глушкова, 1993), безусловно свидетельствует о еще одном уровне озера. По данным археологических находок на 2 м озерной террасе, Киряк М.А. делает выводы о поздненеолитической континентальной культуре Чукотского района и датирует 2-мя тысячами лет до н.э и «вероятно его второй половиной» (Киряк, 1993). Таким образом, 2-3 метровая терраса озера фиксирует стабильный уровень ранее 4 тыс лет назад. Именно к этому возрасту возможно отнести начало формирования верхнего горизонта (Unit I) в обоих колонках, когда произошел резкий подъем уровня озера. Колебание уровня от 2-3 метров до современного не отражено в осадках колонки Lz1027, однако в колонке Lz1028 присутствуют 2 глинистых желто-оранжевых прослоя, разделенных гравийной линзой. Именно эти осадки, могут принадлежать этапу формирования 2-3-метровой озерной террасы. Верхние 9 см этой колонки сложены песками мелкозернистыми, и скорее всего, откладывались при современном уровне озера.

 

 

 

Результаты проведенных анализов по керну D3 (составитель: Останин Н.Б.)

D3 common

 

Результаты исследования керна D3 представлены в статье:

Schwamborn, Georg; Fedorov, Grigory B; Ostanin, Nikifor; Schirrmeister, Lutz; Andreev, Andrei A; El'gygytgyn Scientific Party. 2012: Depositional dynamics in the El'gygytgyn Crater margin: implications for the 3.6 Ma old sediment archive. Climate of the Past, 8(6), 1897-1911, doi:10.5194/cp-8-1897-2012.


Juschus, O., Preusser, F., Melles, M. & Radtke, U. 2007. Applying SAR-IRSL methodology for dating fine-grained sediments from Lake El´gygytgyn, north-eastern Siberia. Quaternary Geochronology 2: 187-194.

Климатостратиграфическая характеристика и радиоуглеродные датировки террассового комплекса в бассейне оз. Эльгыгытгын. 2009. О.Ю. Глушкова, В.Н. Смирнов, Т.В. Матросова, Л.Н. Важенина, Т. Браун. Вестник СВНЦ ДВО РАН. – 2009. – No  2. –  С. 31–43.


Overview and significance of a 250 ka paleoclimate record from El’gygytgyn Crater Lake, NE Russia Julie Brigham-Grette, Martin Melles,Pavel Minyuk, Scientific Party. 2007. Journal of Paleolimnology, 37: 1-16.

The pollen record from El’gygytgyn Lake: implications for vegetation and climate histories of northern Chukotka since the late middle Pleistocene. 2007, A. V. Lozhkin, P. M. Anderson, T. V. Matrosova, P. S. Minyuk. Journal of Paleolimnology 37 135-153.


Ground ice and slope sediments archiving late Quaternary paleoenvironment and paleoclimate signals at the margins of El'gygytgyn Impact Crater, NE Siberia. 2006, Georg Schwamborn, Hanno Meyer, Grigory Fedorov, Lutz Schirrmeister, Hans-W. Hubberten. Quaternary Research 66: 259-272.


Sedimentary geochemistry of core PG1351 from Lake El’gygytgyn—a sensitive record of climate variability in the East Siberian Arctic during the past three glacial–interglacial cycles. 2007. Martin Melles, Julie Brigham-Grette, Olga Yu. Glushkova, Pavel S. Minyuk, Norbert R. Nowaczyk Æ Hans-W. Hubberten. J. Paleolimnol 37:89–104.

The Lake El’gygytgyn Scientific Drilling Project –Conquering Arctic Challenges through Continental Drilling. 2011. Martin Melles, Julie Brigham-Grette, Pavel Minyuk, Christian Koeberl, Andrei Andreev, Timothy Cook, Grigory Fedorov, Catalina Gebhardt, Eeva Haltia-Hovi, Maaret Kukkonen, Norbert Nowaczyk, Georg Schwamborn, Volker Wennrich, and the El´gygytgyn Scientific Party. Scientific Drilling, 11: 29-40. DOI:10.2204/iodp.sd.11.03.

2.8 Million Years of Arctic Climate Change from Lake El’gygytgyn, NE Russia. 2012. Martin Melles, Julie Brigham‐Grette, Pavel S. Minyuk, Norbert R. Nowaczyk, Volker Wennrich, Robert M. DeConto, Patricia M. Anderson, Andrei A. Andreev, Anthony Coletti, Timothy L. Cook, Eeva Haltia‐Hovi, Maaret Kukkonen, Anatoli V. Lozhkin, Peter Rosén, Pavel Tarasov, Hendrik Vogel, Bernd Wagner. 10.1126/science.1222135 Science 337(6092) 315-320.


Vegetation history of central Chukotka deduced from permafrost paleoenvironmental records of the El’gygytgyn Impact Crater. 2012.  A. A. Andreev, E. Morozova, G. Fedorov, L. Schirrmeister, A. A. Bobrov, F. Kienast, and G. Schwamborn. Clim. Past, 8, 1287-1300, doi:10.5194/cp-8-1287-2012.


История развития растительности в позднеледниковье и голоцене по данным спорово-пыльцевого анализа многолетнемерзлых пород кратера озера Эльгыгытгын. Е.А. Морозова, А.А. Андреев, Г.Б. Федоров,Г. Швамборн, Л. Ширрмайстер, Н.Б. Останин.  Известия РАН. Сер. геогр., №4, 2012,  М.: Наука. С. 79-92. 2012.

Detailed insight into Arctic climatic variability during MIS 11c at Lake El'gygytgyn, NE Russia. Vogel, H., Meyer-Jacob, C., Melles, M., Brigham-Grette, J., Andreev, A. A., Wennrich, V., Tarasov, P. E., and Rosén, P. Clim. Past, 9, 1467-1479, doi:10.5194/cp-9-1467-2013, 2013.Vogel, H., Meyer-Jacob, C., Melles, M., Brigham-Grette, J., Andreev, A. A., Wennrich, V., Tarasov, P. E., and Rosén, P. Clim. Past, 9, 1467-1479, doi:10.5194/cp-9-1467-2013, 2013.

Late Quaternary lake-level changes of Lake El'gygytgyn, NE Siberia. (2011) Juschus, O. , Pavlov, M. , Schwamborn, G. , Preusser, F. , Fedorov, G. and Melles, M.  Quaternary Research . doi: 10.1016/j.yqres.2011.06.010.

 Статьи по колебанию уровня озера:

Late Quaternary lake-level changes of Lake El'gygytgyn, NE Siberia. (2011) Juschus, O. , Pavlov, M. , Schwamborn, G. , Preusser, F. , Fedorov, G. and Melles, M.  Quaternary Research . doi: 10.1016/j.yqres.2011.06.010.

 

Федоров Г. Б., Швамборн Г., Большиянов Д. Ю. Колебания уровня озера Эльгыгытгын в позднечетвертичное время. // Вестник СПбГУ, 2008. Сер. 7 (геол., геогр.). Вып. 1. С. 73 – 78.

 

Schwamborn, G., Fedorov, G., Schirrmeister, L., Meyer, H. & Hubberten, H.-W. 2008. Periglacial sediment variations controlled by lake level rise and Late Quaternary climate at El'gygytgyn Crater Lake, Arctic Siberia. Boreas 37.

 

Schwamborn, Georg; Fedorov, Grigory B; Ostanin, Nikifor; Schirrmeister, Lutz; Andreev, Andrei A; El'gygytgyn Scientific Party. 2012: Depositional dynamics in the El'gygytgyn Crater margin: implications for the 3.6 Ma old sediment archive. Climate of the Past, 8(6), 1897-1911, doi:10.5194/cp-8-1897-2012.

{/spoiler}

{spoiler title=ЛИТЕРАТУРА opened=0}

Опубликованная литература

Andreev, A. A., Morozova, E., Fedorov, G., Schirrmeister, L., Bobrov, A. A., Kienast, F., and Schwamborn, G. (2012): Vegetation history of central Chukotka deduced from permafrost paleoenvironmental records of the El'gygytgyn Impact Crater, Clim. Past, 8, 1287-1300, doi:10.5194/cp-8-1287-2012.


Andreev, A.A.; Tarasov, P.E.; Wennrich, V.; Raschke, U.; Herzschuh, U.; Nowaczyk, N.R.; Brigham-Grette, J.; Melles, M. (2013): Late Pliocene and early Pleistocene environments of the north-eastern Russian Arctic inferred from the Lake El'gygytgyn pollen record, 10.5194/cpd-9-4599-2013. Climate of the Past. 9 4599-4653.


Asikainen, C.A.; Francus, P.; Brigham-Grette, J. (2007): Sedimentology, clay mineralogy and grainsize as indicators of 65 ka of climate change from El'gygytgyn Crater Lake, Northeastern Siberia., Journal of Paleolimnology 37 105-122.


Belyi, V.F. 1998. Impactogenesis and volcanism of the El’gygytgyn depression. Petrology 6 (1): 86-99.


Bischoff, J.; Mangelsdorf, K.; Gattinger, A.; Schloter, M.; Kurchatova, A.H.; Herzschuh, U.; Wagner, D. (2013): Response of methanogenic archaea to Late Pleistocene and Holocene climate changes in the Siberian Arctic., Global Biochemical Cycles, 27 , pp. 305-317.


Bischoff, J.; Mangelsdorf, K.; Schwamborn, G.; Wagner, D. (2014): Impact of Lake-Level and Climate Changes on Microbial Communities in a Terrestrial Permafrost Sequence of the El'gygytgyn Crater, Far East Russian Arctic,10.1002/ppp.1807 Permafrost and Periglacial Processes 25(2) 107-116.


Borkhodoev V.Ya. X-ray fluorescence determination of rubidium, strontium, yttrium, zirconium and niobium in rocks // Journal of trace and microprobe techniques. 1998. V.16. N3. P.341-352.


Bradbury J.P. 1999. Continental diatoms as indicators of long-term environmental change. In: Stoermer E.F. and Smol J.P. (eds), The Diatoms: Applications for the Environmental and Earth Sciences. Cambridge University Press, Cambridge, pp. 227–244.


Brigham-Grette J., Melles M., Glushkova O., Minyuk P., Belya B., Nowaczyk N.R., Nolan M., Stone D., Layer P., Cherepanova M.V. and Forman S.F. 1999. Paleoclimate record of El`gygytgyn Crater Lake, NE Siberia - pilot cores extend to 200 ka. Paleoclimate from Arctic Lakes and Estuaries Newsletter, Vol. VII, Summer: 7.


Brigham-Grette, J. 2009. Contemporary Arctic Change: A paleoclimate deja vu?. Proceedings of the National Academy of Sciences, vol 106, number 44, Pages 18431-18432.


Brigham-Grette, J., Melles, M., Minyuk, P. and Scientific Party, 2007: Overview and Significance of a 250 ka Paleoclimate Record from El’gygytgyn Crater Lake, NE Russia, Journal of Paleolimnology, 37: 1-16.


Brigham-Grette, J.; Melles, M. (2009): Complex Drilling Logistics for Lake El'gygytgyn, NE Russia.,10.2204/iodp.sd.7.05.2009 Scientific Drilling 7 38-39.


Brigham-Grette, J.; Melles, M.; Minyuk, P.S.; Andreev, A.A.; Tarasov, P.; DeConto, R.; Koenig, S.; Nowaczyk, N.R.; Wennrich, V.; Rosén, P.; Haltia-Hovi, E.M.; Cook, T.; Gebhardt, A.C.; Meyer-Jacob, C.; Snyder, J.; Herzschuh, U. (2013): Pliocene Warmth, Polar Amplification, and Stepped Pleistocene Cooling Recorded in NE Arctic Russia,10.1126/science.1233137 Science 340(6139) 1421-1427.


Brigham-Grette, J.; Melles, M.; Minyuk, P.S.; Koeberl, C. (2007): Deep drilling at Lake El´gygytgyn, NE Russia, in the International Polar Year.,DOSECC News 5 1-16.


Brigham-Grette, J.; Melles, M.; Minyuk, P.S.; Koeberl, C. (2010): The Thrill to drill in the chill – probing one of Earth´s best preserved impact craters to learn secrets of Arctic change.,Earth Magazine 48-55.


Brigham-Grette, J.; Melles, M.; Minyuk, P.S.; Koeberl, C.; the El'gygytgyn Scientific Party (2009): Lake El´gygytgyn´s emerging IPY record of Pliocene to recent Arctic change.,PAGES News 17 19-21.


Brigham-Grette, J.; Melles, M.; Minyuk, P.S.; the El'gygytgyn Scientific Party (2007): Overview and significance of a 250 ka paleoclimate record from El´gygytgyn Crater Lake, NE Russia., Journal of Paleolimnology 37 1-16.


Chapligin, B., Meyer, H., Swann, G. E. A., Meyer-Jacob, C., and Hubberten, H.-W. (2012): A 250 ka oxygen isotope record from diatoms at Lake El'gygytgyn, far east Russian Arctic, Clim. Past, 8, 1621-1636, doi:10.5194/cp-8-1621-2012.


Chapligin, B.; Leng, M.J.; Webb, E.; Alexandre, A.; Dodd, J.P.; Ijiri, A.; Lücke, A.; Shemesh, A.; Abelmann, A.; Herzschuh, U.; Longstaffe, F.J.; Meyer, H.; Moschen, R.; Okazaki, Y.; Rees, N.H.; Sharp, Z.D.; Sloane, H.J.; Sonzogni, C.; Swann, G.E.A.; Sylvestre, F.; Tyler, J.J.; Yam, R. (2011): Inter-laboratory comparison of oxygen isotope compositions from biogenic silica, 10.1016/j.gca.2011.08.011 Geochimica et Cosmochimica Acta 75(22) 7242-7256.


Chapligin, B.; Meyer, H.; Bryan, A.; Snyder, J.; Kemnitz, H. (2012): Assessment of purification and contamination correction methods for analysing the oxygen isotope composition from biogenic silica, 10.1016/j.chemgeo.2012.01.004 Chemical Geology 300-301 185-199.


Chapligin, B.; Meyer, H.; Friedrichsen, H.; Marent, A.; Sohns, E.; Hubberten, H.W. (2010): A high-performance, safer and semi-automated approach for the d18O analysis of diatom silica and new methods for removing exchangeable oxygen, 10.1002/rcm.4689 Rapid Communications in Mass Spectrometry 24(17) 2655-2664.


Chapligin, B.; Meyer, H.; Swann, G.E.A.; Meyer-Jacob, C.; Hubberten, H.W. (2012):A 250 ka oxygen isotope record from diatoms at Lake El'gygytgyn, far east Russian Arctic, 10.5194/cp-8-1621-2012 Climate of the Past 8 1621-1636.


Cherapanova M. V., Snyder J. A. Brigham-Grette J. 2007. Diatom stratigraphy of the last 250ka at El’gygytgyn Lake, northeast Siberia // J. Paleolimnol. 37, 155–162.


Conze, R.; Krysiak, F.; Reed, J.; Chen, Y.C., Wallrabe-Adams, H.J.; Graham, C.; the New Jersey Shallow Shelf Science Team; Wennrich, V.; the Lake El’gygytgyn Science Team (2010):New Integrated Data Analyses Software Components.,10.2204/iodp.sd.9.08.2010 Scientific Drilling 9 41-44.


Cremer H. and Wagner B. 2003. The diatom flora in the ultra-oligotrophic Lake El’gygytgyn, Chukotka. Polar Biol. 26: 105-114.


Cremer H., Wagner B., Juschus O., and Melles, M. 2005. A microscopical study of diatom phytoplankton in deep crater Lake El’gygytgyn, northeast Siberia. Algol. Stud. 26: 105-114.


Cremer, H.; van de Vijver, B. (2006): On Pliocaenicus costatus (Bacillariophyceae) in Lake El´gygytgyn, east Siberia., European Journal of Phycology 41: 169-178.


Cremer, H.; van de Vijver, B. (2007): Pliocaenicus costatus: an emended species description.,10.3372/cediatom.107. In: W.H. Kusper & R. Jahn (eds.): Proc. 1st Central European Diatom Meeting 2007, BGBM, Berlin 35-38.


Cremer, H.; Wagner, B. (2003): The diatom flora in the ultra-oligotrophic Lake El’gygytgyn, Chukotka., Polar Biology 26 (2): 105-114. 10.1007/s00300-002-0445-0.


Cremer, H.; Wagner, B.; Juschus, O.; Melles, M. (2005): A microscopical study of diatom phytoplankton in deep crater Lake El´gygytgyn, northeast Siberia, Algological Studies 116 147-169.


Cunningham, L.; Vogel, H.; Persson, P.; Rosén, P. (2010): Paleoclimate records from Lake El’gygytgyn supports climatic variability during the last interglacial, Boreas.


Dehnert, A.; Juschus, O. (2008): Modern sedimentation in Lake El´gygytgyn, NE Siberia, as deduced from the composition of surface sediments [in German], Leipziger Geowissenschaften 19 35-51.


Dietz R.S., McHone J.F. El'gygytgyn: Probably world's largest meteorite crater. - Geology, 1976, v. 4, N7.


Douglas M.S.V. and Smol J.P. 1995. Periphytic diatom assemblages from High Arctic ponds. J. Phycol. 31, 60-69.


Douglas M.S.V. and Smol J.P. 1999. Freshwater diatoms as indicators of environmental change in the High Arctic. In: Stoermer E.F. and Smol J.P. (eds), The Diatoms: Applications for the Environmental and Earth Sciences. Cambridge University Press, Cambridge, pp. 227–244.


Ehrmann, W., Melles, M., Kuhn, G. & Grobe, H. 1992. Significance of clay mineral assemblages in the Antarctic Ocean. Marine Geology 107: 249–273.


Flower R.J., Ozornina S.P., Kuzmina A., and Round F.E. 1998. Pliocaenicus taxa in modern and fossil material mainly from Eastern Russia. Diatom Res. 13, 39-62.


Forman S.L., Pierson, J., Gómez, J., Brigham-Grette J., Nowaczyk N.R., Melles M.2006. Luminescence geochronology for sediments from Lake El’gygytgyn northwest Siberia, Russia: constraining the timing of paleoenvironmental events for the past 200 ka. J. Paleolimn., this volume.Geol. Geofiz. 42,108-129.


Forman, S. L., Lepper, K., and Pierson, J., 1994. Limitations of infra-red stimulated luminescence in dating High Arctic marine sediments. Quaternary Geochronology (Quaternary Science Reviews), v. 13, p. 545-550.


Forman, S. L., Pierson, J. , Gomez, J. , Brigham-Grette, J. , Nowaczyk, N. R. and Melles, M., 2007. Luminescence geochronology for sediments from Lake El'gygytgyn, northeast Siberia, Russia: constraining the timing of paleoenvironmental events for the past 200 ka. Journal of Paleolimnology, 37, P. 77 - 88.


Francke, A.; Wennrich, V.; Sauerbrey, M.; Juschus, O.; Melles, M.; Brigham-Grette, J. (2013): Multivariate statistic and time series analysis of grain-size data in quaternary sediments of Lake El´gygytgyn, NE Russia., 10.5194/cp-9-2459-2013 Climate of the Past 9 2459-2470.


Frank, U.; Nowaczyk, N.R.; Minyuk, P.; Vogel, H.; Rosén, P.; Melles, M. (2013): A 350 ka record of climate change from Lake El'gygytgyn, Far East Russian Arctic: refining the pattern of climate modes by means of cluster analysis, 10.5194/cp-9-1559-2013 Climate of the Past 9 1559-1569.


Gebhardt, A.C.; Francke, A.; Kück, J.; Sauerbrey, M.; Niessen, F.; Wennrich, V.; Melles, M. (2013): Petrophysical characterization of the lacustrine sediment succession drilled in Lake El’gygytgyn, Far East Russian Arctic, 10.5194/cp-9-1933-2013 Climate of the Past 9 1933-1947.


Gebhardt, C., Niessen, F. and Kopsch, C. (2006): Central Ring Structure Identified in one of the World's Best Preserved Impact Craters, Geology:, 34 (3), pp. 145-148 . doi: 10.1130/G22278.1.


Glushkova O.Y. 2001. Geomorphological correlation of Late Pleistocene glacial complexes of Western and Eastern Beringia. Quaternary Science Reviews 20: 405–417.


Glushkova O.Y., Lozhkin A.V. & Solomatkina T.B. (1995): Stratigraphy and paleogeography of the El’gygytgyn Lake in the Holocene (Northeastern Chukotka). Pacific Geol. 14: 23-30.


Glushkova O.Yu., Lozhkin A..V., and Solomatkina T.B. 1994. Holocene stratigraphy and paleogeography of El’gygytgyn Lake, northwest Chukotka. 1994 Proc. Intern. Conf. Arctic Margins, Magadan, Sept 6-10, Magadan, NEISRI FEB Russian Acad. Sci.: 75-80.


Glushkova, O.Y.; Smirnov, V.N. (2007): Pliocene to Holocene geomorphic evolution and paleogeography of the El'gygytgyn Lake region, NE Russia, Journal of Paleolimnology 37, 37-47.


Goderis, S.; Wittmann, A.; Zaiss, J.; Elburg, M.; Ravizza, G.; Vanhaecke, F.; Deutsch, A.; Claeys, P. (2013): Testing the ureilite projectile hypothesis for the El'gygytgyn impact: Determination of siderophile element abundances and Os isotope ratios in ICDP drill core samples and melt rocks, 10.1111/maps.12047 Meteoritics and Planetary Science 48 (7) 1296-1324.


Guglielmin, M., Cannone, N., Strini, A. & Lewkowicz, A.G. 2005. Biotic and abiotic processes on granite weathering landforms in a cryotic environment, Northern Victoria Land, Antarctica. Permafrost and Periglacial Processes 16: 69-85.


Håkansson H. 2002. A compilation and evaluation of species in the genera Stephanodiscus, Cyclostephanos, and Cyclotella with a new genus in the family Stephanodiscaceae. Diatom Res. 17, 1-139.


Hall, K. & André, M.-F. 2003. Rock thermal data at the grain scale: applicability to granular disintegration in cold environments. Earth Surface Processes and Landforms 28: 823-836.


Heiser, P.M., Roush, J.J., 2001. Pleistocene glaciations in Chukotka, Russia: moraine mapping using satellite synthetic aperture radar (SAR) imagery. Quaternary Science Reviews 20, 393–404.


Hubberten, H.-W., Andreev, A., Astakhov, V., Demidov, I., Dowdeswell, J.A., Henriksen, M., Hjort, C., Houmark-Nielsen, M., Jakobsson, M., Kuzmina, S., Larsen, E., Lunkka, J.-P., Lysa, A., Mangerud, J., Möller, P., Saarnisto, M., Schirrmeister, L., Sher, A.V., Siegert, C., Siegert, M.J. & Svendsen, J.I. 2004. The periglacial climate and environment in northern Eurasia during the last glaciation. Quaternary Science Reviews 23 (11-13): 1333-1357.


Huntley, D.J., J.T. Hutton and J.R. Prescott. 1993. The stranded beach dune sequence of south-east South Australia: A test of thermoluminescence dating, 0–800 ka. Quaternary Science Reviews 12:1–20.


Hutt, G., Jaek, I., & Tchonka, J. (1988). Optical Dating: K-feldspars optical response stimulation spectra. Quaternary Science Reviews, 7, 381-385.


Imbrie, J., et al., 1984. The orbital theory of Pleistocene climate: support from a revised chronology of the marine δ18O record. In: Berger, A.L., et al. (Ed.), Milankovitch and Climate, Part I. D. Reidel, Dordrecht, pp. 269–305.


Ispolatov, V.O., Tikhomirov, P.L., Heizler, M. & Cherepanova, I.Yu. 2004. New 40Ar/39Ar ages of Cretaceous continental volcanics from Central Chukotka: implications for initiation and duration of volcanism within the northern part of the Okhotsk Chukotka volcanic belt (Northeastern Eurasia). The Journal of Geology 112: 369-377.


Jouse, A.P. & Sechkina, T.V. (1960) Diatoms in bottom sediments of Lake Elgygytgyn (Anadyr Plateau). Proceedings of the Limnology Laboratory, USSR Academy of Sciences, 10: 55–62.


Juschus, O., Preusser, F., Melles, M. & Radtke, U. 2007. Applying SAR-IRSL methodology for dating fine-grained sediments from Lake El´gygytgyn, north-eastern Siberia. Quaternary Geochronology 2: 187-194.


Juschus, O.; Melles, M.; Gebhardt, A.C.; Niessen, F. (2009): Late Quaternary mass movement events in Lake El´gygytgyn, NE Siberia, 10.1111/j.1365-3091.2009.01074.x. Sedimentology. 56 2155-2174.


Juschus, O.; Pavlov, M.; Schwamborn, G.; Fedorov, G.; Melles, M. (2011): Late Quaternary lake-level changes of Lake El´gygytgyn, NE Siberia, 10.1016/j.yqres.2011.06.010 Quaternary Research 76(3) 441-451.


Juschus, O.; Preusser, F.; Melles, M.; Radtke, U. (2006): Applying SAR-IRSL methodology for dating fine-grained sediments from Lake El’gygytgyn, north-eastern Siberia, 10.1016/j.quageo.2006.05.006 Quaternary Geochronology 2(1-4) 187-194.


Juschus, O.; Preusser, F.; Melles, M.; Radtke, U. (2007): Applying SAR-IRSL methodology for dating fine-grained sediments from Lake El´gygytgyn, north-eastern Siberia, Journal of Paleolimnology 2, 137-142.


Kaplina, T.N., Kartashova, G.G., Nikitin, V.P. & Shilova, G.N. 1983. New data about sand sequence in the Tuostakh depression. Bulletin of the Comission of Quaternary Studies 52: 107-122 (in Russian).


Kharitonov V.G. 1980. Diatomovye vodorosli ozera El’gygytgyn (Anadyrskii raion). Botanicheskii Zhurnal 65, 1622–1628.


Kharitonov V.G. 2002. Specific thanatocoenosis structure in Elgygytgyn Lake. In: Ghenkal S.I. (Ed). Proceedings of the 8th seminar of diatom analysts of Russia and the CIS. Borok, Papanin Institute of Inland Waters Biology. pp. 34–35.


Koeberl C., Pittarello L., Reimold W. U., Raschke U., Brigham-Grette J., Melles M., and Minyuk P. 2013. El’gygytgyn impact crater, Chukotka, Arctic Russia: Impact cratering aspects of the 2009 ICDP drilling project. Meteoritics and Planetary Science 48:1108-1129, doi: 10.1111/maps.12146.


Koeberl, C.; Brigham-Grette, J.; Melles, M.; Minyuk, P. (2009): Drilling into the El'gygytgyn impact crater, arctic Russia: The 2009 ICDP project, Meteoritics and Planetary Science 44 A112-A112.


Koeberl, C.; Milkereit, B. (2007): Continental drilling and the study of impact craters and processes - an ICDP perspective, In: U. Harms, C. Koeberl and M.D. Zoback (eds.): Continental Scientific Drilling, Springer, Heidelberg 95-161.


Koeberl, C.; Pittarello, L.; Reimold, W.U.; Raschke, U.; Brigham-Grette, J.; Melles, M.; Minyuk, P.S. (2013): El'gygytgyn impact crater, Chukotka, Arctic Russia: Impact cratering aspects of the 2009 ICDP drilling project,10.1111/maps.12146 Meteoritics and Planetary Science 48(7) 1108-1129.


Konishchev, V.N. & Rogov, V.V. 1993. Investigations of cryogenic weathering in Europe and Northern Asia. Permafrost and Periglacial Processes 4: 49-64.


Konishchev, V.N. 1982. Characteristics of cryogenic weathering in the permafrost zone of the European USSR. Arctic and Alpine Research 14 (3): 261-265.


Konishchev, V.N. 1987. Origin of loess-like silt in Northern Siberia. GeoJournal 15 (2): 135-139.


Konishchev, V.N. 1998. Relationship between the lithology of active layer materials and mean annual ground temperature in the former USSR. Proceedings 7th Intern. Conference Permafrost, June 23-27, Yellowknife, Canada 1988: 591-594.


Krinsley, D.H. & Doornkamp, J.C. 1973. Atlas of quartz sand surface textures. Cambridge: Cambridge University Press; 91 p.


Lake El´gygytgyn´s emerging IPY record of Pliocene to recent Arctic change, PAGES News 17, 19-21.


Layer P. 2000. Argon-40/argon-39 age of the El`gygytgyn impact event, Chukotka, Russia. Meteor. Planet. Sci. 35, 591-599.


Lozhkin, A.V.; Anderson, P.A. (2006): A reconstruction of the climate and vegetation of northeastern Siberia based on lake sediments, Paleontological Journal 40 S622-S628.


Lozhkin, A.V.; Anderson, P.M.; Matrosova, T.V.; Minyuk, P.S. (2007): The pollen record from El'gygytgyn Lake: implications for vegetation and climate histories of northern Chukotka since the late middle Pleistocene, Journal of Paleolimnology 37 135-153.


Lozhkin, A.V.; Anderson, P.M.; Matrosova, T.V.; Minyuk, P.S.; Brigham-Grette, J.; Melles, M. (2007): Continuous record of environmental changes in Chukotka during the last 350 thousand years, Russian Journal of Pacific Geology 1(6) 550-555.


Lozkhin A.V., Anderson, P. M., Matrosova T.V., and Minyuk, P. 2007. Vegetation and climate histories of El’gygytgyn Lake, Northeast Siberia. J. Paleolimn. 37.


Ludlam S.D., Feeney S., and Douglas M.S.V. 1996. Changes in the importance of lotic and littoral diatoms in a high arctic lake over the last 191 years. J. Paleolim. 16, 187-204.


Mahaney, W.C. 2002. Atlas of sand grain surface textures and applications. Oxford: Oxford University Press, 237 p.


Melles M., Brigham-Grette J., Glushkova O., Minyuk P., Nowaczyk N. and Hubberten H-W. 2007. Sedimentary geochemistry of a pilot core from Lake El`gygytgyn - a sensitive record of climate variability in the East Siberian Arctic during the past three climate cycles. J. Paleolimnol 37:89–104.


Melles, M., Brigham-Grette, J., Glushkova, O.Yu., Minyuk, P.S., Nowaczyk, N.R. & Hubberten, H.-W. 2007. Sedimentary geochemistry of core PG1351 from Lake El´gygytgyn – a sensitive record of climate variability in the East Siberian Arctic during the past three glacial-interglacial cycles. Journal of Paleolimnology 37: 89-104.


Melles, M., Kulbe, T., Verkulich, S.R., Pushina, Z.V. & Hubberten, H.-W. (1997). Late Pleistocene and Holocene environmental history of Bunger Hills, East Antarctica, as revealed by fresh-water and epishelf lake sediments. In: Ricci, C.A. (ed.), The Antarctic Region: Geological Evolution and Processes. Siena: Universtà degli Studi di Siena, 809-820.


Melles, M., Minyuk, P., Brigham-Grette, J. & Juschus, O. (eds.) 2005. The Expedition El’gygytgyn Lake 2003 (Siberian Arctic). Bremerhaven: Reports on Polar and Marine Research 509, 139 p.


Melles, M.; Brigham-Grette, J.; Glushkova, O.Y.; Minyuk, P.S.; Nowaczyk, N.R.; Hubberten, H.W. (2007): Sedimentary geochemistry of core PG1351 from Lake El'gygytgyn - a sensitive record of climate variability in the East Siberian Arctic during the past three glacial-interglacial cycles, Journal of Paleolimnology 37 89-104.


Melles, M.; Brigham-Grette, J.; Minyuk, P.S.; Koeberl, C.; Andreev, A.; Cook, T.; Fedorov, G.; Gebhardt, A.C.; Haltia-Hovi, E.M.; Kukkonen, M.; Nowaczyk, N.R.; Schwamborn, G.; Wennrich, V.; the El´gygytgyn Scientific Party (2011): The El'gygytgyn Scientific Drilling Project – conquering Arctic challenges through continental drilling. Scientific Drilling, 11: 29-40. DOI:10.2204/iodp.sd.11.03.2011.


Melles, M.; Brigham-Grette, J.; Minyuk, P.S.; Nowaczyk, N.R.; Wennrich, V.; DeConto, R.M.; Anderson, P.M.; Andreev, A.A.; Coletti, A.; Cook, T.L.; Haltia-Hovi, E.M.; Kukkonen, M.; Lozhkin, A.V.; Rosén, P.; Tarasov, P.; Vogel, H.; Wagner, B. (2012): 2.8 Million Years of Arctic Climate Change from Lake El'gygytgyn, NE Russia., 10.1126/science.1222135 Science 337(6092) 315-320.


Melles, M.; Juschus, O.; Nowaczyk, N.R.; Vogel, H.; Wennrich, V.; Brigham-Grette, J.; Minyuk, P.S.; Rosén, P.; Wagner, B. (2010): Highly variable interglacial climates in the Siberian Arctic during the past 340,000 years, Geology.


Melles, M.; Minyuk, P.; Brigham-Grette, J.; Juschus, O. (2005): The Expedition El´gygytgyn Lake 2003, Meteoritics and Planetary Science 48 (7) 1199-1235.


Meyer-Jacob, C.; Vogel, H.; Gebhardt, A.C.; Wennrich, V.; Melles, M.; Rosén, P. (2014): Biogeochemical variability during the past 3.6 million years recorded by FTIR spectroscopy in the sediment record of Lake El'gygytgyn, Far East Russian Arctic, 10.5194/cp-10-209-2014 Climate of the Past 10 209-220.


Miller, G.H., Mode, W.N., Wolfe, A.P., Sauer, P.E., Bennike, O., Forman, S.L., Short, S.K, and Stafford, T.W., Jr., 1999. Stratified Interglacial Lacustrine Sediments from Baffin Island, Arctic Canada: Chronology and Paleoenvironmental Implications. Quaternary Science Reviews, 18, p. 789-810.


Minervin, A.V. 1982. In: Konishchev, V.N. & Rogov, V.V. 1993. Investigations of cryogenic weathering in Europe and Northern Asia. Permafrost and Periglacial Processes 4: 49-64.


Minyuk, P. S., Brigham-Grette, J., Melles, M., Borkhodoev, V. Ya., and Glushkova, O. Yu.: Inorganic geochemistry of El’gygytgyn Lake sediments (northeastern Russia) as an indicator of paleoclimatic change for the last 250 kyr, J. Paleolimnol., 37, 123–133, 2007.


Minyuk, P.S.; Borkhodoev, V.Y.; Wennrich, V. (2014): Inorganic geochemistry data from Lake El'gygytgyn sediments: marine isotope stages 6–11, 10.5194/cp-10-467-2014. Climate of the Past, 10: 467-485.


Miotke, F.-D. 1988. Microclimate, weathering processes and salt within ice-free continental Antarctica. Polarforschung 58 (2/3): 201-209.

 

Morozova E., Andreev A., Fedorov G., Schwamborn G. and Schirrmeister L. 2012. Late Pleistocene and Holocene vegetation history deduced from palynological investigations of the permafrost records of the El'gygytgyn impact crater. Pcoceeding of the Joint Conference “Geomorphology and Paleogeography of Polar Regions”, Symposium “Leopoldina” and the INQUA Peribaltic working group Workshop. St.-Petersburg, SPbGU, 9-17 September 2012. pp. 372-374.


Mottaghy, D.; Schwamborn, G.; Rath, V. (2013): Past climate changes and permafrost depth at the Lake El'gygytgyn site: implications from data and thermal modeling, 10.5194/cp-9-119-2013, Climate of the Past, 9: 119-133.


Müller, P. J. & R. Schneider, 1993. An automated leaching method for the determination of opal in sediments and particulate matter. Deep-Sea Res. 40: 425–444.


Niessen F., Gebhard C. A., Kopsch C., Wagner B. 2007. Seismic investigation of the El`gygytgyn impact crater lake (Central Chukotka, NE Siberia): preliminary results. J. Paleolimnol 37: 49-63.


Nolan M., and Brigham-Grette J. 2007. Basic hydrology, limnology, and meterology of modern Lake El`gygytgyn, Siberia. J. Paleolimnol 37:17–35.


Nolan M., Liston G., Prokein P., Brigham-Grette J., Sharpton, V., and Huntzinger, R. 2003. Analysis of lake ice dynamics and morphology on Lake El’gygytgyn, Siberia using SAR and Landsat. J. Geophys. Research 108 (D2) 8062, doi 10.1029/2001JD000934.


Nolan, M.; Brigham-Grette, J. (2007): Basic hydrology, limnology, and meteorology of modern Lake El'gygytgyn, Siberia, Journal of Paleolimnology 37: 17-35.


Nolan, M.; Liston, G.; Prokein, P.; Brigham-Grette, J.; Sharpton, V.L.; Huntzinger, R. (2003): Analysis of lake ice dynamics and morphology on Lake El'gygytgyn, NE Siberia, using synthetic aperture radar (SAR) and Landsat, 10.1029/2001JD000934 Journal of Geophysical Research 108(D2) 8062.


Nowaczyk, N. R., Melles, M., Minyuk, P., 2007. A revised age model for core PG1351 from Lake El'gygytgyn, Chukotka, based on magnetic susceptibility variations tuned to northern hemisphere insolation variations. Journal of Paleolimnology, 37, P. 65 - 76.


Nowaczyk, N.R., Minyuk, P., Melles, M., Brigham-Grette, J., Glushkova, O., Nolan, M., Lozkhin, A.V., Stetsenko, T.V., Anderson, P.M. & Forman, S.L. 2002. Magnetostratigraphic results from impact crater Lake El´gygytgyn, northeastern Siberia: a 300 kyr long high-resolution terrestrial paleoclimatic record from the Arctic. Geophysical Journal International 150: 109-126.


Nowaczyk, N.R.; Haltia-Hovi, E.M.; Ulbricht, D.; Wennrich, V.; Sauerbrey, M.A.; Rosén, P.; Vogel, H.; Francke, A.; Meyer-Jacob, C.; Andreev, A.A.; Lozhkin, A.V. 2013: Chronology of Lake El’gygytgyn sediments – a combined magnetostratigraphic, palaeoclimatic and orbital tuning study based on multi-parameter analyses, 10.5194/cp-9-2413-2013, Climate of the Past, 9: 2413-2432.


Pienitz, R.; Melles, M.; Zolitschka, B. (2009): Results of recent sediment drilling activities in deep crater lakes, PAGES News 17 117-118.


Pike, R. J. 1977. El'gygytgyn: Probably world's largest meteorite crater: Comment. Geology, v. 5, pp. 262-263.


Raschke U., Reimold W. U., Zaag P. T., Pittarello L., and Koeberl C. 2013. Lithostratigraphy of the impactite and bedrock section in ICDP drill core D1c from the El’gygytgyn impact crater, Russia. Meteoritics and Planetary Science 48:1143-1159, doi: 10.1111/maps.12072.


Raschke U., Schmitt R. T., and Reimold W. U. 2013. Petrography and geochemistry of impactites and volcanic bedrock in the ICDP drill core D1c from lake El´gygytgyn, NE Russia. Meteoritics and Planetary Science 48:1251-1286, doi: 10.01111/maps12087.


Raschke U., Schmitt R.T., McDonald I., Reimold W.U., Mader D., and Koeberl C. 2015. Geochemical studies of impact breccias and country rocks from the El’gygytgyn impact structure, Russia. Meteoritics and Planetary Science 50, Issue 6: 1071-1088, doi: 10.1111/maps.12455.


Raschke U., Zaag P. T., Schmitt R. T., and Reimold W. U. 2014. The 2011 expedition to the El’gygytgyn impact structure, Northeast Russia: Towards a new geological map for the crater area. Meteoritics and Planetary Science 49:978-1006, doi: 10.1111/maps.12306.


Romanovskii, N.N. & Hubberten, H.-W. 2001. Results of permafrost modelling of the lowlands and shelf on the Laptev Sea region, Russia. Permafrost and Periglacial Processes 12: 191-202.


Rosén, P.; Vogel, H.; Cunningham, L.; Reuss, N.; Conley, D.; Persson, P. 2009: Fourier Transform Infrared Spectroscopy, a new method for rapid determination of total organic carbon and inorganic carbon and biogenic silica concentration in lake sediments, 10.1007/s10933-009-9329-4 Journal of Paleolimnology. PAGES news, Vol 17, 3: 98-100.


Ryves D.B., Jewson D.H., Sturm M., Battarbee R.W., Flower R.J., Mackay A.W., and Granin N.G. 2003, Quantitative and qualitative relationships between planktonic diatom communities and diatom assemblages in sedimenting material and surface sediments in Lake Baikal, Siberia. Limnol. Oceanogr. 48, 1643-1661.


Sakhno, G.; Bazanova, L.I.; Glushkova, O.Yu.; Melekestsev, I.V.; Ponomareva, V.V.; Surnin, A.A.; Olaf, J. (2006): Origin of Pleistocene-Holocene ashes of the Russian Northeast based on trace and rare earth element data.,PAGES News 17 117-118 .


Sauerbrey, M.A.; Juschus, O.; Gebhardt, A.C.; Wennrich, V.; Nowaczyk, N.R.; Melles, M. (2013): Mass movement deposits in the 3.6 Ma sediment record of Lake El'gygytgyn, Far East Russian Arctic, 10.5194/cp-9-1949-2013, Climate of the Past, 9: 1949-1967 .


Schiermeier, Q. 2004: Arctic lake promises hot data on past climate, Nature 428 684-684.


Schwamborn, G., Fedorov, G., Schirrmeister, L., Meyer, H. & Hubberten, H.-W. 2008. Periglacial sediment variations controlled by lake level rise and Late Quaternary climate at El'gygytgyn Crater Lake, Arctic Siberia. Boreas 37. DOI: 10.1111/ j.1502-3885.2007.00011.x


Schwamborn, G., Meyer, H., Fedorov, G., Schirrmeister, L. & Hubberten, H.-W. 2006. Ground ice and slope sediments archiving Late Quaternary paleoclimate and paleoenvironment signals at the margins of Lake El’gygytgyn impact crater, NE Siberia. Quaternary Research 66: 259-272.


Schwamborn, G.; Fedorov, G.; Schirrmeister, L.; Meyer, H.; Hubberten, H.W. 2008: Periglacial sediment variations controlled by Late Quaternary climate and lake level change at Elgygytgyn Crater, Arctic Siberia, Boreas 37 55-65.


Schwamborn, G.; Förster, A.; Diekmann, B.; Schirrmeister, L.; Fedorov, G. 2008: Mid to late Quaternary cryogenic weathering conditions in Chukotka, northeastern Russia: Inference from mineralogicaland microtextural properties of the Elgygytgyn Crater Lake sediment record, Proceedings of the Ninth International Conference on Permafrost 2 1601- 1606.


Schwamborn, G.; Meyer, H.; Fedorov, G.; Schirrmeister, L.; Hubberten, H.W. 2006: Ground ice and slope sediments archiving late Quaternary paleoenvironment and paleoclimate signals at the margins of El´gygytgyn Impact Crater, NE Siberia, Quaternary Research 66 259-272.


Schwamborn, Georg; Fedorov, Grigory B; Ostanin, Nikifor; Schirrmeister, Lutz; Andreev, Andrei A; El'gygytgyn Scientific Party. 2012: Depositional dynamics in the El'gygytgyn Crater margin: implications for the 3.6 Ma old sediment archive. Climate of the Past, 8(6), 1897-1911, doi:10.5194/cp-8-1897-2012.


Sechkina T.V. 1956. New diatoms from Elgygytgyn Lake sediments, Anadyr area. USSR Acad. Scis. Botanical Institute Spore Lab. Leningrad. Vol. 11. pp. 42–49.


Smol J.P. 1983. Paleophycology of a high arctic lake near Caoe Herschel, Ellesmere Island. Can. J. Botany 61, 2195-2204.


Smol J.P. 1988. Paleoclimate proxy data from freshwater arctic diatoms. Verh.Verein Internat. Limn. 23, 837-844.


Squyres, S.W., Andersen, D.W., Nedell, S.S. and Wharton, R.A. Jr. 1991. Lake Hoare, Antarctica: Sedimentation through a thick perennial ice cover. Sedimentology, 38, 363-379.


Stachura-Suchoples, K.; Genkal, S.; Khursevich, G. (2008): Pliocaenicus seczkinae sp. nov., from Lake El´gygytgyn in Chukotka (NE Russia).,Diatom Research 23 171-184.


Stachura-Suchoples, K.; Khursevich, G. (2007): On the genus Pliocaenicus Round & Håkansson (Bacillariophyceae) from the Northern Hemisphere, In: W.H. Kusper, R. Jahn (eds.): Proceedings of the 1st Central European Diatom Meeting 2007, BGBM, Berlin 155-158.


Stockmarr, J. 1971. Tablets with spores used in absolute pollen analysis. Pollen et Spores, v. 13, p. 615-621.


Swann, G.E.A.; Leng, M.J.; Juschus, O.; Melles, M.; Brigham-Grette, J.; Sloane, H.J. (2010): A combined oxygen and silicon diatom isotope record of Late Quaternary change in Lake El'gygytgyn, North East Siberia, Quaternary Science Reviews 29 774-786.


Tarasov, P.E.; Andreev, A.A.; Anderson, P.M.; Lozhkin, A.V.; Leipe, C.; Haltia, E.; Nowaczyk, N.R.; Wennrich, V.; Brigham-Grette, J.; Melles, M. (2013): A pollen-based biome reconstruction over the last 3.562 million years in the Far East Russian Arctic – new insights into climate–vegetation relationships at the regional scale, 10.5194/cp-9-2759-2013 Climate of the Past 9 2759-2775.


Van Hoesen, J.G. & Orndorff, R.L. 2004. A comparative SEM study on the micromorphology of glacial and nonglacial clasts with varying age and lithology. Canadian Journal of Earth Sciences 41, 1123-1139.


Vogel, H., Meyer-Jacob, C., Melles, M., Brigham-Grette, J., Andreev, A. A., Wennrich, V., Tarasov, P. E., and Rosén, P.(2013): Detailed insight into Arctic climatic variability during MIS 11c at Lake El'gygytgyn, NE Russia, Clim. Past, 9, 1467-1479, doi:10.5194 /cp-9-1467-2013.


Vogel, H.; Rosén, P.; Wagner, B.; Melles, M.; Persson, P. (2008): Fourier Transform Infrared Spectroscopy as a new cost-effective tool for quantitative analysis of biogeochemical properties in long sedimentary records, Journal of Paleolimnology, 40: 689-702.


Vogt, C. 1997. Regional and temporal variations of mineral assemblages in Arctic Ocean sediments as climatic indicator during glacial/interglacial changes. Bremerhaven: Reports on Polar Research 251, 309 p. (30-42) in German.


Wei, J.H.; Finkelstein, D.B.; Brigham-Grette, J.; Castañeda, I.S.; Nowaczyk, N.R. 2014: Sediment colour reflectance spectroscopy as a proxy for wet/dry cycles at Lake El'gygytgyn, Far East Russia, during Marine Isotope Stages 8 to 12., 10.1111/sed.12116, Sedimentology, 61, Issue 6: 1793–1811.


Wennrich V., Melles M., Brigham-Grette J., Minyuk. Р., Koeberl K. 2010.The ICDP Deep Drilling at Lake El’gygytgyn, NE Siberia: Operational Success and First Results // IODP – ICDP Kolloquium 2010 “Geozentrum” Frankfurt a. M.


Wennrich, V.; Francke, A.; Dehnert, A.; Juschus, O.; Leipe, T.; Vogt, C.; Brigham-Grette, J.; Minyuk, P.S.; Melles, M.; the El'gygytgyn Science Party. 2013: Modern sedimentation patterns in Lake El'gygytgyn, NE Russia, derived from surface sediment and inlet streams samples, 10.5194/cp-9-135-2013 Climate of the Past 9 135-148.


Wennrich, V.; Minyuk, P.S.; Borkhodoev, V.Ya.; Francke, A.; Ritter, B.; Nowaczyk, N.R.; Sauerbrey, M.A.; Brigham-Grette, J.; Melles, M. 2014: Pliocene to Pleistocene climate and environmental history of Lake El'gygytgyn, Far East Russian Arctic, based on high-resolution inorganic geochemistry data, 10.5194/cp-10-1381-2014 Climate of the Past 10 1381-1399.


Wennrich, V.; Minyuk, P.S.; Borkhodoev, V.Ya.; Francke, A.; Ritter, B.; Nowaczyk, N.R.; Sauerbrey, M.A.; Brigham-Grette, J.; Melles, M. 2013: Pliocene to Pleistocene climate and environmental history of Lake El’gygytgyn, Far East Russian Arctic, based on high-resolution inorganic geochemistry data., 10.5194/cpd-9-5899-2013 Climate of the Past 9 5899-5940.


Wittmann, A.; Goderis, S.; Claeys, P.; Vanhaecke, F.; Deutsch, A.; Adolph, L. 2013: Petrology of impactites from El’gygytgyn crater: Breccias in ICDP-drill core 1C, glassy impact melt rocks and spherules, 10.1111/maps.12019. Meteoritics & Planetary Science, Volume 48, Issue 7: 1199–1235.


Wolfe A. P. 1997. On diatom concentrations in lake sediments: results from an inter-laboratory comparison and other tests performed on a uniform sample. J. Paleolim. 18, 261-268.


Wunsam S., Schmidt R., and Klee R. 1995. Cyclotella-taxa (Bacillariophyceae) in lakes of the Alpine region and their relationship to environmental variables. Aquatic Sci. 57, 360-386.


Zhao W., Andreev A.A., Wennrich V.,  Tarasov P.E., Anderson P.,Lozhkin  A.V., Melles M.  (2015): The Réunion Subchron vegetation and climate history of the northeastern Russian Arctic inferred from the Lake El'gygytgyn pollen record. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, Volume 436,  Pages 167–177.


Андерсон П. М., Ложкин А. В., Белая Б. В., Стеценко Т. В. Новые данные по стратиграфии верхне-четвертичных отложений Северного Приохотья // Изменение природной среды Берингии в четвертичный период. – Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1998. С. 69–87.


Андерсон П.М., Ложкин А.В., МакДональд Г., Эдвардс М. Протокол 1. Пыльца и микрофоссилии наземных отложений // Палеоклиматы арктических озер и эстуариев. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1994. С. 9–25.


Базилевский А.Т., Фельдман В.И. К геохимии импактитов кратеров Янисярви, Кара и Эльгыгытгын// Геохимия, 1983. №8. С. 1092-1107.


Белый В. Ф. Поздняя стадия развития Охотско-Чукотского вулканогенного пояса (верхнее течение р. Энмываам) / В. Ф. Белый, Б. В. Белая; Отв. ред. К. В. Симаков. – 1998, 108 с.


Белый В.Ф. Впадина озера Эльгыгытгын - метеоритный кратер или геологическая структура новейшего этапа развития Центральной Чукотки // Тихоокеанская геология, 1982. № 5. С. 85-91.


Белый В.Ф. Впадина озера Эльгыгытгын и некоторые, связанные с ней, проблемы// Природа впадины озера Эльгыгытгын. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1993. С. 10-25.


Белый В.Ф., Белая Б.В., Райкевич М.И. Плиоцен верхнего течения р. Энмываам и возраст импактогенеза впадины озера Эльгыгытгын. Препринт. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1994. 25 c.


Белый В.Ф., Райкевич М.И. Впадина озера Эльгыгытгын. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1994. 27 с.


Белый В.Ф., Райкевич М.И. Геология импактитов впадины озера Эльгыгытгын//Бюлл. МОИП. Отд.Геол.,1996. Т.71. Вып.1. С.56-72.


Борходоев В.Я. Рентгенофлуоресцентный анализ горных пород способом фундаментальных параметров. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН. 1999. 279 с.


Геохронология СССР. Л., 1974.

 

Глотов В.Е., Зуев С.А. 1995. Гидрогеологические особенности озера Эльгыгытгын. Колыма. N 3-4. С.18-23.


Глушкова О.Ю. Геоморфология и история развития рельефа района озера Эльгыгытгын// Природа впадины озера Эльгыгытгын. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1993. С. 26-48.

 

Глушкова О.Ю., Смирнов В.Н.,Матросова Т.В., Важенина Л.Н., Браун Т.А. Климатостратиграфическая характеристика и радиоуглеродные датировки террасового комплекса бассейна оз. Эльгыгытгын // Вестник СВНЦ ДВО РАН. – 2009. – No  2. –  С. 31–43.


Гуров Е.П., Вальтер А.А., Гурова Е.П., Серебренников А.И. Взрывной метеоритный кратер Эльгыгытгын на Чукотке // ДАН СССР, 1978. Т.240. №6. С.1407-1410.


Гуров Е.П., Гурова Е.П. Геологическое строение и ударный метаморфизм вулканогенных пород метеоритного кратера Эльгыгытгын. Препринт 81-4. Киев: ИГН АН УССР, 1981. 61 с.


Гуров Е.П., Гурова Е.П. Состав импактитов кратера Эльгыгытгын и содержание в них никеля и хрома//Космическое вещество на Земле. Киев: Наукова думка, 1982. С.120-123.


Гуров Е.П., Гурова Е.П. Щелочные элементы в импактитах метеоритных кратеров Эльгыгытгын и Болтишского// Космохимия и метеоритика. Киев: Наукова думка, 1984. С. 205-211.


Гуров Е.П., Гурова Е.П., Ракицкая Р.Б. Стишовит и коусит в ударнометаморфизованных породах кратера Эльгыгытгын на Чукотке. - ДАН СССР, 1979, т. 248, № 1.


Гуров Е.П., Гурова Е.П., Рябенко В.А. Импактиты и стекловатые бомбы метеоритного кратера Эльгыгытгын на Чукотке. - Изв. АН СССР. Сер. геол., 1980, № 1.


Диатомовые водоросли СССР: ископаемые и современные / Под ред. Прошкиной-Лавренко А.И., Глезер З.И., Макаровой И.В. Том 1. Л.: Наука, 1974, 403 с.


Жузе А. П., Сечкина Т. В. Диатомовые водоросли в донных отложениях озера Эльгыгытгын (Анадырское плоскогорье) // Тр. лаб. озероведения АН СССР. – 1960. – Т. 10. – С. 55–62.


Каплина Т.Н. История мерзлых толщ северной Якутии в позднем кайнозое // История развития многолетнемерзлых пород Евразии. М., Наука, 1981, с. 153–181.


Каплина Т.Н., Ложкин А.В. История развития растительности Приморских низменностей Якутии в голоцене // Развитие природы территории СССР в позднем плейстоцене и голоцене. М.: Наука, 1982. С.207-220.


Комаров А.Н., Кольцова Т.В., Гурова Е.П., Гуров Е.П. Определение возраста импактитов кратера Эльгыгытгын трековым методом// Докл.АН УкССР, 1983. N 10. С.11-13.


Ложкин А.В. Эволюция природной среды Берингии в позднем плейстоцене и голоцене: некоторые итоги совместных российско-американских исследований // Поздний плейстоцен и голоцен Берингии. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1997. С. 5-22.


Матросова Т.В. Реконструкция растительности и климата Северной Чукотки за последние 350 тыс. лет (по палинологическим данным осадков оз. Эльгыгытгын) // Вестник СВНЦ ДВО РАН. - 2009- № 2. - С. 24-31.


Минюк П.С., Меллес М., Бригхам-Гретте Д., Кеберл К. Палеоклиматические данные оз. эльгыгыт- гын: обзор результатов и перспективы международных исследований // Вестник Северо-Восточного научного центра ДВО РАН. - № 1. С. 71-80.


Минюк, П. С. Палеоклиматические данные озера Эльгыгытгын: результаты и перспективы исследований / П. С. Минюк, М. Меллес, Дж. Бригхам¬Гретте // Система моря Лаптевых и прилегающих морей Арктики: современное состояние и история развития. ¬ М., 2009.  С. 501-511.

 

Морозова Е.А., Андреев А.А., Федоров Г.Б., Швамборн Г., Ширрмайстер Л., Останин Н.Б. История развития растительности в позднеледниковье и голоцене по данным спорово-пыльцевого анализа многолетнемерзлых пород кратера озера Эльгыгытгын // Известия РАН. Сер. геогр., №4, 2012,  М.: Наука., С. 79-92.


Некрасов И.А. О происхождении и истории котловины озера Эльгыгытгын// Геология и геофизика, 1963. № 1. С.47-59.


Некрасов И.А. Экспедиция на оз.Эльгытхын// Проблемы Севера. № 1. М.: Изд-во АН СССР. 1958. С. 360-370.


Некрасов И.А., Раудонис П.А. Метеоритные кратеры // Природа. 1963. №1. С. 102-104.


Обручев С.В. На самолете в восточной Арктике. Л.: Изд-во ВАИ ГУСМП. 1934.


Обручев С.В. Орографический очерк Чукотского округа// Тр. Арктич. ин-та. 1936. Т.54. Вып.2. С.41-184.


Обручев С.В. Район Чаунской губы. Геологический и орогидрографический очерк. Тр. Арктич. Ин-та. Т.112. 1938. С.5-136.


Природа впадины озера Эльгыгытгын // Под. Ред В.Ф.Белого, И.А.Черешнева. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН. 1993. 230 с.


Райкевич М.И. Магнитостратиграфмческие исследования меловых вулканогенных пород бассейна р. Энмываам (Центрально-чукотский сектор ОЧВП)// Магнитостратиграфические исследования фанерозоя. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1995. С.17-30.


Селивановская Т.В. Геология астроблем СССР; Кайнозойские астроблемы; кратер Эльгыгытгын. Л.: Недра, 1980, с.139-140.


Сечкина Т.В. Новые диатомовые из грунтов оз. Эльгыгытгын Анадырского района // Ботан. матер. отд. споровых растений Ботан. ин-та АН СССР. Л., 1956. Т. 2. С. 42-49.


Соколов A.A. 1964. Гидрография СССР (воды суши). Л.:ГИМИЗ. 535 с.


Тимохова, И. Е. Фролова. Москва, изд-во МГУ, 2009 - с. 237 – 244.


Трумпе М.А. Построение пыльцевой диаграммы с помощью программы TILIA-GRAPH (методические рекомендации) // Поздний плейстоцен и голоцен Берингии. Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1997. С. 99-177.


Фёдоров Г. Б., Большиянов Д. Ю., Швамборн Г. Водно- и седиментационно-балансовые исследования озера Эльгыгытгын, Чукотка. // Система моря Лаптевых и прилегающих морей Арктики. Под ред. Х. Кассенс, А. П. Лисицына, Й. Тиде, Е. И. Поляковой, Л. А. С. 237.


Федоров Г. Б., Швамборн Г., Большиянов Д. Ю. Колебания уровня озера Эльгыгытгын в позднечетвертичное время. // Вестник СПбГУ, 2008. Сер. 7 (геол., геогр.). Вып. 1. С. 73 – 78.


Фельдман В.И., Грановский Л.Б., Капустина И.Г., Каротаева Н.Н., Сазонова Л.В., Дабижа А.И. Метеоритный кратер Эльгыгытгын // Импактиты. М.: Изд-во МГУ, 1981. С.70-92.


Фельдман В.И., Грановский Л.Б., Наумова И.Г., Никишина Н.Н. Некоторые особенности химического состава импактитов метеоритного кратера Эльгыгытгын, Чукотка. /Импактиты. М.: Изд-во МГУ, 1981. С.110-113.


Харитонов В.Г. 1980. Диатомовые водоросли озера Эльгыгытгын (Анадырский район) / Ботанический журнал 65, 1622–1628.


Харитонов В.Г. 1993. К флоре диатомовых водорослей озера Эльгыгытгын // В кн. Природа впалины озера Эльгыгытгын: проблемы изучения и охраны. Под ред. Белого В.Ф. и Черешнева И.А. Магадан. С. 95-104.


Харитонов В.Г. К флоре диатомовых водорослей оз. Эльгыгытгын // Природа впадины оз. Эльгыгытгын. Магадан: Cеверо-Восточный комплексный НИИ ДВО РАН, 1993. С. 95-104.


Хотинский Н.А. Голоцен Северной Евразии. М.: Наука, 1977. 200 с.


Шило Н.А. Четвертичные отложения Яно-Колымского золотоносного пояса, условия и этапы их формирования. Магадан, 1961. 136 с.

 

Фондовая литература

 

1. Научно-технический отчет экспедиции Чукотка-2000 (А-162-А) в районе оз. Эльгыгытгын в июле-сентябре 2000 г. (Отчет ААНИИ, инв. № О-3435). – 2001. – 41 с.

 

2. Научно-технический отчет экспедиции А-162-А в районе оз. Эльгыгытгын (Чукотка) в апреле-августе 2003 г. (Отчет ААНИИ). – 2004. – 110 с.

 

3. Палеоклиматические данные озера Эльгыгытгын (информационный отчет). Магадан, 1999.

 

4. The Expedition El’gygytgyn Lake 2003 (Siberian Arctic) // Ber. Polarforsch. Meeresforsch.509. 2005.

{/spoiler}