Озеро Чаны.

Самым крупным естественным водоемом на юге Западной Сибири является оз. Чаны, расположенное на границе лесостепной и степной зон, крупнейший пресноводный бессточный водоем Западной Сибири. Барабинская равнина, большую часть которой занимает Чанская депрессия, представляет собой плоскую, слабо расчлененную поверхность, с преобладающими абсолютными высотами 105— 120 м. в пределах Чанской депрессии рыхлые континентальные отложения представлены мощной толщей неогеновых и четвертичных глин и песков в основном озерно-аллювиального генезиса;

толща перекрыта покровом лёсовидных суглинков, на которых в свою очередь залегают новейшие позднеледниковые и голоценовые озерные и речные осадки
Волков, Волкова, 1982). Характерной чертой рельефа являются вытя нутые с северо-востока на юго-запад гряды (гривы), четко прослеживающиеся и на акватории озера в виде островов (их около 70) и мелей. Последние, как правило, представляют собой гривы, «переработанные» Озером в результате колебаний его уровня (Пульсирующее..., 1982). О непостоянстве положения уровня в прошлом можно судить по широко му распространению озерных осадков, образующих две достаточно ясно выраженные террасы, древняя из которых достигает высоты 3.5 м над уровнем озера. Более низкие, чем современный, отметки уровня про слеживаются на аэрофотоснимках (Волков, Волкова, 1982).
Климат отличается континентальностью: средняя температура июля + 18.3°, января — 19.7 °С, среднегодовое количество осадков — около 380 мм/год.
Зональным типом растительности Чанской депрессии являются луговые степи. Леса в настоящее время практически сведены и со хранились лишь в межгривных понижениях.

Озеро Чаны имеет сложную конфигурацию (рис. 32). Оно состоит из двух частей — Больших Чанов и оз. Яркуль, соединенного с Боль шими Чанами в 1911 г. посредством двух каналов, и Малых Чанов, которые по узкой протоке Кожурла сообщаются с большими Чанами. По картам 1961 г. площадь водной поверхности озера составляла 2268.8 км2 при средней глубине около 2.1 м. Максимальная глубина достигала 5.5 мв Ярковском плёсе и 8.5 мв 03. Яркуль. Общая длина озера равна 82.5 км. к1971 г. для сохранения рыбопромыслового значения озера было закончено строительство земляной плотины, отделившей Юдинский плёс от остальной акватории озера. Искусст венное сокращение площади оз. Чаны на 100 км2 заметно сказалось на его уровенном режиме и нарушило стабильность озерной экосистемы (Пульсирующее..., 1982).
Площадь водосбора оз. Чаны составляет 29 935 км2. С северо-во стока в озеро впадают рр. Каргат и Чулым. В настоящее время озеро бессточно, однако в плювиальные периоды, когда его уровень поднимался выше абсолютной отметки 109 м, излишек воды, по мнению А. В. Шнитникова (1957), мог перетекать на запад вр. Иртыш.
Размеры оз. Чаны неоднократно менялись уже в историческое время, о чем убедительно свидетельствуют данные инструментальных наблюдений и картографические материалы. В конце XVIII столетия бассейн озера представлял систему трех крупных, соединяющихся между собой озер и ряда более мелких, общая площадь которых составляла 10—12 тыс. км2. Трансгрессивное состояние озер Чанской депрессии сохранялось до 1820—1830 гт. Инструментальные

Рис. 32. Схематическая карта озера Чаны и его бассейна. Плёсы: 1 — Ярковский, I — Тагано-Казанцевский, II — Чиннихинский, IV— Юдинский.

наблюдения, проанализированные А. В. Шнитниковым, подтверждают наличие внутривековых колебаний уровня озера: с 1899 по 1914 г. он повысился на 1.58 м, затем к 1937 г. снизился на 2.80 ми вновь вырос на 1.98 м между 1938—1950 гг. Падение уровня оз. Чаны в период 1899—1970 г. составило 1.10 м, что привело к сокращению его площади почти в полтора раза.
Строение толщи рыхлых отложений, среди которых широко представлены озерные осадки неоген-четвертичного возраста, свидетельствует о том, что крупный водоем в районе современного оз. Чаны возникал в прошлом неоднократно.
И. А. Волков (Волков, Волкова, 1982) пришел к выводу, что широко распространенные в пределах Чанской депрессии лёссовидные отложения, слагающие многочисленные линейно вытянутые гри вы, имеют головое происхождение и сформировались в сухой и хо лодной обстановке второй половины сартанской стадии оледенения. Самыми молодыми отложениями, на которых развит этот лёссовидный покров, являются образования вторых надпойменных террас, возраст которых, судя по множеству радиоуглеродных датировок, полученных из аллювия (Волков, 1973; Волков, Архипов, 1978, и др.), составляет 30—20 тыс. лет. Ряд дат свидетельствует о позднеледниковом— раннеголоценовом возрасте (13—10 тыс. л. н.) первых пойменных террас в речных долинах и озерных котловинах. На ерхний возрастной предел формирования первых террас указывают радиоуглеродные датировки из основания развитых на них торфяников
в — в интервале 9.5-9 тыс. л. н. (Волков, 1973; Панычев, 1979). Таким образом, вполне логичным является вывод о формировании полового гривного рельефа в период между 19 и 14 тыс. л. н. Широ кое развитие субаэральных, в основном эоловых отложений на дне современного озера свидетельствует о значительной аридизации кли мата и сухости озерной котловины в это время. Обводнение территории и начало озерного осадконакопления вероятнее всего совпадает с началом формирования аллювия первых террас, т. е. приходится на позднеледниковое время. Этот вывод хорошо согласуется с данными по озерам Северного Казахстана (Бердовская, 1989; Тарасов, 1992).
Один из характерных разрезов, в котором следы позднеледниковой озерной деятельности обнаруживаются на абсолютных отметках 109.5 м, расположен в северной части акватории оз. Чаны у западной оконечности п-ова Зеленчак (Волков, Волкова, 1982). Анализ разреза позволяет с уверенностью говорить о двух высоких уровнях озе pa — «позднеледниковом» (слой озерных песков с гравием в его основании, выклинивающийся на высоте около 3.5 м над современным уровнем озера) и «позднеголоценовом» (песчаный прослой, выклинивающийся на высоте 2.5 м над современным уровнем). Анализ общей палеогеографической ситуации в регионе позволяет считать время существования наиболее высоких уровней оз. Чаны периодом 13— 10 тыс. л. н.
Более полную информацию о голоценовой истории оз. Чаны можно извлечь из результатов спорово-пыльцевого анализа донных осад ков, выполненного Г. Н. Бердовской (Пульсирующее..., 1982). Колонка отложений, представленных пелитовыми илами, была взята в центральной части Ярковского плёса и имела первоначальную мощность 5 м. Образцы для анализа отбирались из высохшей колонки, длина которой сократилась до 3.5 м (рис. 33). Радиоуглеродная датировка 3500 + 80 л. н. (TA-1390) была получена из слоя 130-150 см. Экстраполяция данных радиоуглеродного анализа с учетом средней скорости осадконакопления позволяет оценить возраст осадков около 8750 л. н. Для реконструкции колебаний уровня озера мы воспользовались изменениями в составе пыльцы водных и прибрежно-водных растений. Анализ спорово-пыльцевой диаграммы позволяет также заключить, что начиная с бореального периода голоцена в окрестностях озера состав растительности практически не менялся, а ландшафтная обстановка была близка к современной.
Слой ила в основании колонки (3.0—3.5 м), в котором присутствует пыльца осоковых и частухи, вероятно, накапливался в условиях довольно низкого положения уровня в период 7550-8750 л. н. Осад Ки на глубинах 2.2-3.0 м, в которых пыльца макрофитов отсутствует, накапливались, наоборот, в более влажную фазу первой половины атлантического периода, датируемую интервалом 5500—7550 л. н. Во второй половине голоцена уровень озера испытал неоднократные колебания. Согласно выполненным палеореконструкциям, фазы с относительно низкими уровнями, соответствующие эпохам аридизации имата Барабы, приходятся на следующие отрезки времени: 5500— so (глуб. 2.2-2.1 м), 4100—3800 (глуб. 1.6—1.5 м), 3250—2750 руб. 1.3—1.1 м), 1450—900 л. н. (глуб. 0.6—0.35 м) и с 700 л. н.
пуб. 0.27 м) до настоящего времени (с периодом обводнения около зор 500-л. н.). Временные границы интервалов, основанные на
кстраполяции единственной датировки, не претендуя, естественно, на высокую точность, тем не менее представляются нам существен
ыми как для понимания вековой изменчивости уровня оз. Чаны, так и для сравнения с результатами, полученными по другим данным.
Степень достоверности выполненных реконструкций можно про контролировать, используя данные геолого-геоморфологических исследований и радиоуглеродного датирования прибрежных отложений в юго-восточной части Чановского бассейна вблизи с. Широкая Курья, где были изучены (Орлова, Панычев, 1985) осадки озерного вала, удаленного на 500-800 м от 03. Малые Чаны. Относительная Высота вала над уровнем озера около 3 м, а его подножие располагается на однометровой отметке. Шурф, заложенный на внутреннем, обращенном к озеру склоне (около 1.5 м над современным уровнем), ВСкрыл 3.4-метровую толщу отложений. По разрезу получено восемь радиоуглеродных датировок, позволяющих надежно определить воз раст слоев прибрежно-озерных осадков, а следовательно, трансгрессий и регрессий. Эстраполяция датировки торфа 5530 + 210 л. н. (СОАН-2090) (глуб. 2.15—2.90 м) позволяет установить время нача ла осадконакопления по разрезу - около 700 л. н.
В основании разреза залегает сильно опесчаненный ил зеленовато-серого цвета, накапливавшийся 5800—7000 л. н. В это время, судя по составу осадков, площадь озера была больше, а уровень выше современного. Вышележащий слой хорошо разложившегося торфа (2.75—2.90 м) накапливался в условиях болотного режима при понижении уровня водоема не менее чем на 1.5 м относительно современного. Благодаря радиоуглеродной дате 5530 + 210 л. н. возраст слоя определен довольно точно — 5800—5100 л. н. в образце торфа с глубины 2,8 м С. К. Кривоноговым (устное сообщение) были изучены карпологические остатки, состав которых в общих чертах характеризует современную растительность Чанской депрессии.
На глубине 2.30—2.75 м торфяно-болотные отложения вновь сменяются прибрежно-озерными осадками, представленными горизонтально-волнистослоистыми супесями с остатками раковин моллюсков, что свидетельствует о повышении уровня в суббореальное время
100—2400 л. н. в указанный период имели место более мелкие колебания уровня, что хорошо видно из результатов интерпретации палинологических данных. Л. А. Орлова и В. А. Панычев (1985), используя данные археологических изысканий В. И. Молодина (устное Сообщение) и ряд косвенных свидетельств, считают наиболее значительным поднятие уровня оз. Чаны около 3.5 тыс. л. н. По их мне

Рис. 33. Палинологическая диаграмма донных отложений Ярковского плёса 03. Чаны
(анализ выполнен Г Н. Бердовской).

нию, в это время он превышал современные отметки на 3.5—4 и Такая оценка кажется нам, однако, несколько завышенной.
Начало субатлантического периода отличалось уменьшением увлажненности, что привело к Новому снижению уровня. Радиоугле. родные даты 2385 + 35 (СОАН-2091), 2410 + 50 (СОАН-2091 Б) и 2265 + 40 л. н. (СОАН-2091 B), полученные по гуминовым кислотам из горизонта недоразвитой почвы (2.25-2.30 м), позволяют установить регрессивную фазу около 2400—2200 л. н. Вышележащий гюри зонт (1.70—2.25 м) вновь представлен прибрежными супесчаными осадками с остатками раковин моллюсков, накапливавшимися в трансгрессивную фазу — около 2200—1400 л. н. Перекрывающая его торфяно-болотная почва (1.55—1.70 м) формировалась, судя по датировкам, из верхней части органогенного горизонта Ао — 1070 + 3,5 (СОАН-2092 A), 1180 + 50 (СОАН-2092 Б) и 1035 + 40 л. н. (CO АН-2092 В), в период 1400— 1000 л. н. Карпологический анализ (глуб. 1.6 м) показал присутствие во флоре ксерофитов из семейства маревых и отсутствие семян околоводных растений, что может свидетельствовать об аридизации климата и редукции лесных сообществ в окрестностях озера. Это подтверждается и результатами спорово пыльцевого анализа (рис. 33). Вслед за фазой низкого стояния уровня наступает период некоторого улучшения климатических условий и подъема уровня озера, о чем свидетельствует накопление выше по разрезу бурого озерного ила с остатками коры и мелких веточек (1.30—1.55 м), а затем — на глубине 0.55—1.30 м — прибрежных супесчаных осадков с остатками камыша, перекрытых прослоем мел ко-среднезернистого песка (0.40-0.55 м) с раковинами моллюсков. Возраст раковин по радиоуглероду — 820 + 120 лет. Эта трансгрессия датируется интервалом 1000—700 л. н.
Формирование недоразвитой почвы (0.30—0.40 м), в профиле кото рой отчетливо выражен только гумусовый горизонт, указывает на низ кий уровень озера 700—400 л. н. Озерные осадки на глуб. 0.05—0.30 м, представленные главным образом песком с раковинами пресноводных моллюсков,— свидетельство последней, ближайшей к нам трансгрессии оз. Чаны, имевшей место 400—100 л. н. и достаточно хорошо описан ной в литературе (Шнитников, 1957; Пульсирующее ..., 1982, и др.). Уровень озера в этот период, по всей вероятности, был не менее чем на 2.5 м выше современного. Верхние 5 см разреза представляют современный почвенный горизонт.
Комплексный анализ палеогеографической информации по оз. Чаны позволяет несколько дополнить и уточнить существующие представления. В ледниковый этап, приходящийся на вторую поло вину сартанской стадии оледенения (19—14 тыс. л. н.), характеризующийся формированием эолового гривного рельефа на дне Чанской котловины в условиях холодного и сухого климата, озера не существовало. В позднеледниковье (13—9.5 тыс. л. н.) произошло обводнение котловины и началась озерная седиментация. Позднеплейстоценовая трансгрессия озера проходила в условиях потепления и увлажнения климата, озеро имело высокие уровни и дважды подходило к меткам 109.5 м. Бореально-атлантическое время (9—5.2 тыс. л. н.) может быть в целом охарактеризовано как маловодное: уровни озера при существенно низкие и средние (минимальные отметки на 1.5—1 м ниже временных). В суббореальное время (5.2—2.4 тыс. л. н.) озеро находи лось в основном в трансгрессивном состоянии, преобладали высокие и средние уровни (до 3 м над современным). Субатлантическое время (последние 2.4 тыс. лет) характеризовалось снижением обводненности Чанской депрессии: уровни находились на низких и средних отметках, а Новейшая (400—100 л. н.) трансгрессия была, скорее, исключением из общего ряда.