CC BY
122
ГЕОЛОГИЯ .
УДК 551.77-/79(922.1/2) В. И. Астахов
К ПОЗДНЕКАЙНОЗОЙСКОЙ ИСТОРИИ ЗАПАДА ЕВРАЗИЙСКОЙ АРКТИКИ
Введение. События последних 2 млн лет на северных окраинах Евразии - одна из загадок естественной истории, которая привлекает внимание исследователей в связи с важнейшей ролью Северного Ледовитого океана в климатической системе Северного полушария. Однако слабая доступность этой части планеты всегда допускала сосуществование малосовместимых палеогеографических гипотез. С 1980-х годов «туман» над новейшей историей стал рассеиваться в результате целенаправленных усилий международных научных коллективов. Главную координационную роль в этих исследованиях сыграли две программы Европейского Научного фонда (ESF): PONAM (Late Cenozoic Evolution of the Polar North Atlantic Margins), 1989-1994 гг. и QUEEN (Quaternary Environments of the Eurasian North), 1995-2003 гг. Их целью была реконструкция размеров и хронологии древних ледниковых покровов в западной части Евразиатской Арктики, т. е. в бассейне Северного Ледовитого океана между 130° в. д. и 50° з. д. Замысел состоял в получении синергического эффекта путем интеграции геологических данных на суше и морском дне. Наиболее ощутимы успехи в изучении более доступных образований верхнего плейстоцена, сформированных 130— 11 тыс. лет назад (л. н.). Особый интерес научной общественности вызвали сенсационные данные о начале ледникового периода и находки в Европейской Арктике древнейших следов верхнепалеолитического человека.
Программа PONAM по арктическим окраинам Северной Атлантики выполнялась западноевропейскими, большей частью скандинавскими учеными. В программе QUEEN по территориям и акваториям России активно участвовали и российские исследователи (включая автора) через двусторонние русско-норвежские и русско-германские проекты, финансировавшиеся европейскими агентствами. Главные результаты этих работ изданы в виде 7 специальных выпусков журналов «Boreas», «Global and Planetary Change», «Quaternary Science Reviews», которые содержат основную базу данных для нового прочтения этой темной главы геологической истории. Но многие важные сведения рассеяны и по другим изданиям, не всегда доступным отечественным исследователям. Именно этим обстоятельством вызвано написание этой статьи.
Ранние следы ледниковой деятельности. Признаки резких перемен климата, в высоких широтах обычно состоящие в чередовании оледенений и межледниковий, представляют особый интерес при определении объема плейстоцена. Первые следы ледниковой деятельности в западно-арктическом бассейне установлены глубоководным океаническим бурением в разрезе среднего миоцена пролива Фрам к западу от Шпицбергена, где на уровне
© В. И. Астахов, 2007
m
ГЕОЛОГИЯ ,
УДК 551.77-/79(922.1/2) В. И. Астахов
К ПОЗДНЕКАЙНОЗОЙСКОЙ ИСТОРИИ ЗАПАДА ЕВРАЗИЙСКОЙ АРКТИКИ
Введение. События последних 2 млн лет на северных окраинах Евразии - одна из загадок естественной истории, которая привлекает внимание исследователей в связи с важнейшей ролью Северного Ледовитого океана в климатической системе Северного полушария. Однако слабая доступность этой части планеты всегда допускала сосуществование малосовместимых палеогеографических гипотез. С 1980-х годов «туман» над новейшей историей стал рассеиваться в результате целенаправленных усилий международных научных коллективов. Главную координационную роль в этих исследованиях сыграли две программы Европейского Научного фонда (ESF): PONAM (Late Cenozoic Evolution of the Polar North Atlantic Margins), 1989-1994 гг. и QUEEN (Quaternary Environments of the Eurasian North), 1995-2003 гг. Их целью была реконструкция размеров и хронологии древних ледниковых покровов в западной части Евразиатской Арктики, т. е. в бассейне Северного Ледовитого океана между 130° в. д. и 50° з. д. Замысел состоял в получении синергического эффекта путем интеграции геологических данных на суше и морском дне. Наиболее ощутимы успехи в изучении более доступных образований верхнего плейстоцена, сформированных 130— 11 тыс. лет назад (л. н.). Особый интерес научной общественности вызвали сенсационные данные о начале ледникового периода и находки в Европейской Арктике древнейших следов верхнепалеолитического человека.
Программа PONAM по арктическим окраинам Северной Атлантики выполнялась западноевропейскими, большей частью скандинавскими учеными. В программе QUEEN по территориям и акваториям России активно участвовали и российские исследователи (включая автора) через двусторонние русско-норвежские и русско-германские проекты, финансировавшиеся европейскими агентствами. Главные результаты этих работ изданы в виде 7 специальных выпусков журналов «Bóreas», «Global and Planetary Change», «Quaternary Science Reviews», которые содержат основную базу данных для нового прочтения этой темной главы геологической истории. Но многие важные сведения рассеяны и по другим изданиям, не всегда доступным отечественным исследователям. Именно этим обстоятельством вызвано написание этой статьи.
Ранние следы ледниковой деятельности. Признаки резких перемен климата, в высоких широтах обычно состоящие в чередовании оледенений и межледниковий, представляют особый интерес при определении объема плейстоцена. Первые следы ледниковой деятельности в западно-арктическом бассейне установлены глубоководным океаническим бурением в разрезе среднего миоцена пролива Фрам к западу от Шпицбергена, где на уровне
© В. И. Астахов, 2007
около 14 млн л. н. в кернах обнаружены обломки айсбергового разноса (IRD). Этот факт рассматривается как признак начавшегося оледенения суши. Примерно 7 млн л. н. ледниковые диамикты появились уже на бровке шельфа [1]. Дальнейшее развитие наземного оледенения отмечено сильным притоком 1RD на уровне 3,2-2,7 млн л. н. [2]. Резкое повышение скорости гляциоморского осадконакопления к западу от Шпицбергена около 2,5 млн л. н. отражает начало оледенений и в Баренцевоморском регионе [3]. Несмотря на более позднее начало, скорости гляцигенной эрозии и аккумуляции (местами более 1 м в тысячелетие) превышали гренландские в 2-3 раза, видимо по причине рыхлости мезокайнозойского чехла Баренцева шельфа [4]. Сейсмическим профилированием и бурением на континентальных склонах к западу и северу от Баренцева шельфа закартирован мощный (до 4 км) клин гляци-генных осадков, позволяющий оценить суммарный эрозионный срез Баренцева шельфа в 1000-1500 м за последние 2 млн лет [5].
Во время древнейших оледенений Баренцев шельф, вероятно, возвышался над уровнем океана. Изменения притока IRD в керне скважины океанического бурения ODP 986 к западу от Шпицбергена указывают на то, что в интервале 2,3-1,6 млн л. н. ледники не достигали открытого моря, но возобновили свой рост позднее 1,5-1,3 млн л. н. [3]. По данным сейсмо-стратиграфии, ледниковый покров юго-западного Баренцева шельфа минимум 8 раз достигал бровки континентального склона. Во второй половине плейстоцена проградация ледниковых толщ на бровке шельфа сменилась агградационным типом осадконакопления. Это объясняют изменением характера оледенения из-за эрозионного снижения Баренцевомор-ской суши, которая постепенно превращалась в морской шельф [4].
Самые древние признаки ледниковой цикличности на суше были обнаружены еще 25 лет назад при геологической съемке Земли Пири, Северная Гренландия. В арктической пустыне на 82,5° с. ш. между двумя моренными горизонтами залегает морская толща стометровой мощности, названная свитой Кар Kefbenhavn (мыс Копенгаген). Впоследствии более 150 ее обнажений на площади 10x30-40 км были изучены седиментологически и палеонтологически [6].
Основание сводного разреза представлено илистой ледниково-морской подсвитой А с редкими моллюсками и рассеянными валунами (рис. 1). Она с размывом перекрыта песчанистой прибрежно-морской подсвитой В со следами волновой деятельности, т. е. отложенной в сезонно открытом водоеме. Высокоарктическая фауна подсвиты А в пачке В1 сменяется комплексом моллюсков с Масоша balthica, похожим на современную фауну Байдарац-кой губы. Пачка В1 содержит и остатки тундровых кустарников. Выше по разрезу в глубоководной пачке В2 и регрессивной пачке ВЗ с множеством остатков древесной растительности (включая тую) и богатой энтомофауной регистрируются следа оптимального климата северной тайги при смещении растительных зон к северу на 2500 км. Среднеиюльская температура воздуха превышала 10 °С (теперь 4 °С), а зимняя была выше -17 °С (современная -30 °С) при годовой сумме осадков не менее 500 мм. В климатический оптимум ледникового покрова в Гренландии не было. Седиментационные и биотические изменения вертикального разреза в совокупности отражают типовой межледниковый цикл: подсвита А отлагалась в глубоком гляциоизостатическом прогибе позднеледниковья, а подсвита В отмечает переход к трансгрессии межледникового моря, достигшего максимальной глубины при отложении пачки В2 и обмелевшего в верхах пачки ВЗ, перекрытой дельтовыми накоплениями [6]. В верхах пачки В2 обнаружены фораминиферы зоны Miliolinella pyriformis, описанные в обских слоях Западной Сибири и колвинской свите Печоры. В. И. Гудина считала этот комплекс показательным для арктического гольштейна. Позже выяснилось, что в Западной Сибири он встречается и ниже по разрезу (см. [7]).
Свита мыса Копенгаген ввиду ее обратной намагниченности (хрон Матуяма) и на основании комплексов фораминифер вначале рассматривалась как переходная между плиоце-4
%
Глубина (а)и относительный уровень моря (б)
абс. 132 м
<ч
1
2 с;
555
55 S
555
40-
60-
ш»
ffyjylw
ЁШ | /
шш \2
^
ЕЭ
В
7 Í О
ш 1 о \9
ЕЗ \ ю
Б2 \и
\ 12
113
1 14
\15
116
ES?" 1 17
ПЕ 118
.90—i Глубина, м
iiiiii
U> СГ\>— NÍUl — — NJMUOO _ 1ЛООО O
Рис. 1. Сводный разрез свиты мыса Копенгаген в северной Гренландии и его палеогеографическое истолкование [6].
Литология: 1 - алеврит; 2 - песок; 3 - валуны; 4 - органический детрит; 5 - диа-миктон. Осадочные текстуры: б - массивная; 7- горизонтальная слоистость; 8 - неясная горизонтальная слоистость; 9 - рябь; 10 - рябь волнения; 11 - взбегающая рябь; 12 - пологая косая слоистость; 13 - крупная косая слоистость; 14 - мульдообразная косая слоистость; 15 - флазерная слоистость; 16 - волнистая слоистость; 17- конкреции; 18 - биотурбации.
ном и плейстоценом в интервале 2,5-1,7 млн л. н. [8]. Позднее датские геологи уточнили оценку возраста по частым находкам в пачке А переотложенных раковин Arctica islandica и фораминифер Cibicides grossa, вымерших 2,5 млн л. н. С. Фундер и др. [6] полагают, что во
30° 40° 50° 60° 70° 80" 90" 100°
110°
74° С.Ш
время претегеленекого похолодания эта фауна была переотложена из тепловодных осадков типа рейвера, сохранившихся южнее, на Земле Джеймсона. Степень аминокислотной рацемизации переотложенных раковин мало отличается от таковой для инситных моллюсков, что дает основание считать свиту мыса Копенгаген не многим моложе 2,5 млн лет. По новой оценке она примерно соответствует МИС 98-92 или астрономическому возрасту около 2,4 млн л. н., но ее седиментологический профиль (рис. 1) говорит о том, что время ее накопления вряд ли превышало половину 41-тысячелетнего гляциоэвстатического цикла, т. е. 20 ООО лет [6]. Эта трансгрессия, вероятно, была следствием крупного претегеленского оледенения, которое зарегистрировано пиком IRD в донных осадках пролива Фрам [1]. По мнению многих европейских и американских геологов, именно этот ледниковый цикл надо считать началом плейстоцена.
Еще более мощные (более 150 м) древние морские отложения известны в Енисейском заливе на 72° с. ш. (лескинская толща, пункт 11 на рис. 2). Это монотонные, тонкослоистые, глинисто-алевритовые осадки без грубых обломков и других следов ледникового разноса. Лишь по примеси мелких песков различаются нижний трансгрессивный и верхний регрессивный полуритмы. В мелководных фациях много растительного детрита. Единичные раковины представлены Portlandia arctica, а фораминифер нет. Спорово-пыльцевые спектры отражают средне-северотаежные сообщества с заметной примесью тундровых растений. Ископаемая флора сходна с современной в 1200 км южнее Лескина. Описавшие лескинскую толщу авторы полагали, что ее мелкозернистый состав и отсутствие грубых обломков свидетельствуют об очень длительной (порядка сотен тысяч лет) седиментации в условиях доледникового прогиба, но при этом считали возможным коррелировать ее со свитой мыса Копенгаген и марресальской свитой Западного Ямала [9]. Однако прямая намагниченность лескинских алевритов говорит о том, что они либо древнее, либо существенно моложе свиты мыса Копенгаген.
Средний плейстоцен (в международно принятом объеме от начала палеомагнитной эпохи Брюн до начала последнего межледниковья) - время крупнейших ледниковых щитов, разраставшихся далеко за пределы арктических территорий и шельфовых морей. Теперь вполне ясно, что эти щиты высотой в километры со стороны океана подпирались толстыми ледяными плитами. На плато Ермак хорошо выраженные в донном рельефе рытвины свидетельствуют о налегании льда на дно океана на глубине 850 м [10], что подтверждено и глубоководным бурением [1]. Еще поразительнее данные сейсмического профилирования и съемки сонаром бокового обзора гребня хребта Ломоносова, где на глубине 1000 м видны параллельные рытвины длиной в километры и глубиной до Юм, связанные с региональной эрозионной поверхностью, интерпретируемой как результат абразии севшим на дно ледни-
Рис. 2. Геохронологические реперы плейстоцена на западе евразийской Арктики. 1 - граница ранневислинского оледенения; 2 - граница поздневислинского оледенения; 3 - изобаза голоценового поднятия, м; 4 - субгляциапьные борозды на морском дне; 5 - уровень голоценовой трансгресиии, абс. м. Радиоуглеродные датировки методом АМБ из: 6 - послеледниковых морских отложений, 7 - переотложенных ледником раковин в морене. Датированные разрезы отложений с возрастом не менее 30 тыс. лет на суше (черные кружки с номерами): 1 - надморенные континентальные отложения на Тиманском Берегу [16], 2 - не покрытые мореной бореальные морские отложения на р. Суле [16]; открытые палеолитические стоянки: 3 - Мамонтовая Курья [16], 4- Пымва-Шор [16]; 5 - верхний плейстоцен на р. Море-Ю [24]; 6 - подморенный торфяник на р. Сейде [18]; 7- надморенные отложения Надымской Оби [18]; 8 - надморенный торфяник в Марресале [44]; 9 - поверхностные алевриты с жильным льдом на р. Се-Яхе [39]; 10- то же на р. Монготалянг-Яхе [39]; 11 - древние морские осадки и остатки мамонта в Лескино [9,28]; 12 - гыданский мамонт [40]; 13 - мамонт на р. Моховой [40]; 14 - подморенные межледниковые отложения на р. Мал. Хете [48, 49]; 15 - поверхностные алевриты с жильным льдом на мысе Саблера [38, 42, 54]; 16 - северо-таймырские морены и озерно-ледниковые отложения [41]; 17 - скважина на
оз. Изменчивом [43].
ковым шельфом [11, 12]. Другое объяснение глубоководного выпахивания: работа огромных айсбергов, отколовшихся от евразиатского ледникового щита [13].
Большинство геологов связывают это явление с одним из самых обширных оледенений Баренцева шельфа в конце среднего плейстоцена (МИС 6) [14], хотя есть мнение и о позд-неплейстоценовом его возрасте [12]. Корреляция океанической ледниковой эрозии с МИС 6 подтверждена керном колонок 8-метровой длины, пройденных на склонах глубоководных возвышенностей по профилю через центральную часть Ледовитого океана. По палеомаг-нитному событию Бива II вместе с данными электронно-парамагнитного резонанса (ЭПР) установлен возраст 230-240 тыс. л. н. для интервала керна 7-7,3 м [15]. Отсюда вышележащий мощный слой с IRD сопоставляется с европейским заале и московским оледенением.
Среднеплейстоценовые ледниковые образования издавна изучались на арктической суше, но при их залегании у поверхности они нередко описывались как следы последнего оледенения. Этот вывод базировался на заниженных оценках возраста, часто получаемых традиционным радиоуглеродным анализом при отсутствии других геохронометрических методов. В исследованиях по программе QUEEN впервые в России массово использовались усовершенствованный радиоуглеродный метод анализа микрообъемов органики путем ускорительной масс-спектрометрии (AMS-метод) и датирование песчаных зерен с помощью оптически стимулированной люминесценции (OSL). OSL-датирование расширило пределы геохронометрии до 150-200 тыс. л. н. при большей надежности по сравнению с термолюминесцентным (TL) методом. В результате многие опорные разрезы, ранее имевшие конечные датировки, оказались за пределами радиоуглеродного датирования и получили оценки возраста от 50 до 200 тыс. л. н. [16-18]. Надежность OSL-метода проверена на хорошо изученных палеолитических стоянках бассейна р. Печоры, датированных радиоуглеродным методом [19, 20]. Для последних 50 тыс. лет OSL-метод дает вполне устойчивые результаты. В более древних отложениях разброс значений растет, что требует серий OSL-датировок для корректной оценки возраста.
Показательно нагромождение диамиктовых пластов в Полярном Предуралье на р. Сейде (ур. Лодмащелье, п. 6 на рис. 2), которое считалось верхневалдайским из-за конечной радиоуглеродной датировки из подстилающего торфяника [21]. OSL-датирование показало возраст 109 и 143 тыс. л. н. для перекрывающих и от 144 до 173 тыс. л. н. (10 датировок^ среднее значение 154 тыс. л. н.) для подстилающих торф песков. Сам подморенный торфяник имеет три значения OSL-возраста в пределах 180-191 тыс. л. н. Независимая оценка возраста торфа уран-ториевым методом дала 200 ± 30 тыс. л. н. [18]. Даже с учетом возможной погрешности люминесцентного анализа ясно, что этот ледниковый комплекс вряд ли моложе среднего плейстоцена. Скорее всего, его следует сопоставлять с московским оледенением центра Русской равнины и с МИС 6.
К северо-западу в скважинах Болынеземельской тундры этому ледниковому комплексу соответствует диамиктовая толща, перекрытая песками бореальной трансгрессии и подстилаемая нижней бореальной толщей морских отложений и озерными осадками со спорово-пыльцевыми спектрами лихвинского типа [22]. В низах разреза, под самым мощным скоплением ледниковых отложений, залегают алевриты колвинской свиты с фораминиферами зоны Miliolinella pyriformis. В их основании известна еще одна диамиктовая толща. Не исключено, что колвинская свита предшествует донскому оледенению. Однако нельзя принять попытку приписать возраст более 700 тыс. л. н. всем четвертичным образованиям Болынеземельской тундры с помощью палеомагнитного анализа, который якобы выявил обратную намагниченность в керне скважин на р. Море-Ю [23]. Эти пробы были отобраны из диамиктовых пород, к тому же сильно дислоцированных покровным ледником (п. 5 на рис. 2). Верхняя часть разреза «зоны Матуяма» по люминесцентным и уран-ториевым датировкам оказалась верхним плейстоценом [24].
Очень важны результаты изучения опорных разрезов Нижней Оби, где конкурировали две стратиграфические гипотезы. Первоначально среднеплейстоценовой считалась почти вся обнаженная часть разреза правобережья вдоль Полярного круга, которая при этом трактовалась как результат ледниково-морской аккумуляции [25]. Появление радиоуглеродных датировок привело С. А. Архипова и др. [26] к ее ревизии. Эти авторы с полным основанием истолковали мощные диамиктовые и ленточно-слоистые толщи как ледниковые, но отнесли их ко второй половине позднего плейстоцена. Последнее межледниковье, по их мнению, отмечено песками с «казанцевским комплексом» фораминифер, залегающими ниже уровня моря. Еще глубже лежащие обские морские слои с фораминиферами зоны Miliolinella pyriformis отнесены к гольштейну. Однако такие фораминиферы известны и ниже по разрезу арктического плейстоцена [6, 7], а заниженные оценки возраста радиоуглеродным методом - вполне обычное явление на севере [27-29]. Тем не менее «молодая хронология» нижнеобского плейстоцена пока принята в качестве официальной в региональной стратиграфической схеме Западной Сибири.
При изучении нижнеобских разрезов по русско-норвежскому проекту PECHORA выяснилось, Что все толщи (кроме покровного плаща лёссовидных отложений) древнее 50 тыс. л. н. [18]. По OSL-датировкам только левобережные разрезы и аллювий высокой террасы правого берега с запредельными радиоуглеродными датами можно относить к первой половине верхнего плейстоцена [18]. Этот аллювий, кроющий основную толщу правобережья, по спорово-пыльцевым спектрам уже был отнесен к последнему межледниковью [25], что недавно подтвердилось OSL-датированием (п. 7 на рис. 2). Важно, что к югу от 67° с. ш. как вдоль фронта гор, так и в древних трогах не обнаружены верхнеплейстоценовые стратифицированные образования, а все попытки датировать поверхностные пески OSL-методом давали значения порядка 200 тыс. л. н. Сходные даты получены и из-под верхней морены правобережья, которая кроется межледниковыми песками с люминесцентным возрастом 130-140 тыс. л. н. (рис. 3, А). Отсюда следует, что морская межледниковая толща с «казанцевскими» фораминиферами, залегающая ниже уровня моря, не может быть эемской (подстадия 5е), а относится либо к МИС 9-11, либо к МИС 7 [27,31]. Приведенные С. А. Архиповым и др. [32] TL-даты 153 ± 15 и 150 ± 20 тыс. л. н. из «казанцевских слоев» Нижней Оби не противоречат МИС 7.
Нижележащая морская толща с бореальными фораминиферами «обского комплекса» (зона Miliolinella pyriformis), которая в сибирских схемах сопоставляется с гольштейном, занимает аналогичное колвинской свите Печоры положение над самой нижней мореной на отметках до -200 м. Полученные по ее керну 4 разрозненные TL-датировки в интервале от 246 ± 23 до 370 ± 31 тыс. л. н. вряд ли могут считаться решающим корреляционным признаком. Не исключено, что обские слои, как и колвинская свита, древнее эльстерского (окского) оледенения и относятся к МИС 13-15 или даже МИС 17 [27].
Таким образом, разными методами датирования надежно установлено, что наиболее мощные ледники, покрывавшие и сушу, и Ледовитый океан до глубины 1 км, развивались в среднем плейстоцене, т. е. ранее 130-140 тыс. л. н.
Поздний плейстоцен. Палеогеография последнего межледниково-ледникового цикла (МИС 5-2) вызвала оживленную дискуссию в связи с интерпретацией разрезов Шпицбергена и донных осадков Баренцева шельфа. В течение ряда лет гипотеза сплошного поздне-плейстоценового оледенения Баренцева шельфа конкурировала с моделью ограниченного оледенения Шпицбергена. Общая точка зрения была выработана лишь при окончательной сводке материалов программы PONAM [14,33].
В опорном разрезе мыса Экхольм (Kapp Ekholm) в центре о-ва Шпицберген (голова Ис-фьорда) норвежскими геологами описаны осадки четырех гляциоизостатических циклов в суперпозиции. Каждый цикл начинается основной мореной, которая сменяется гляцио-
Б
Высота, м
- 12
русловой аллювий V*;'' ■:-':'.'■}■'. .. - -С костями и 30,6 31 34,2 48,3 41з 31,9
артефактами
1
10
20
30 _1_
40 _1_
50
60
70
морскими илами и диамиктами, а выше - прибрежно-морскими песками и галечниками. Нижняя морена А отнесена к заале (МИС 6), поскольку она перекрывается межледниковыми осадками свиты В с множеством раковин Mytilus edulis, который требует более теплого моря по сравнению с современным. Выше по разрезу мидии вновь появляются только в осадках голоценового климатического оптимума, поэтому морская свита В сопоставлена с европейским эемом и морской подстадией 5е (120-130 тыс. л. н.), что подтверждено и люминесцентными датировками [14].
Морена С отмечает первую экспансию вислинских ледников, связываемую с похолоданием подстадии 5d (110-120 тыс. л. н.), поскольку она кроется осадками интерстадиала Фантомодден. Эти морские слои D с Муа и Масота и люминесцентными датами от 76 до 122 тыс. л. н. коррелируются с МИС 5а-5с. Следующая морена Е отнесена к средневис-линскому (ранневалдайскому) похолоданию в интервале 75-50 тыс. л. н. (МИС 4 и начало МИС 3) по ее залеганию под широко развитой морской свитой F с китовыми костями и субарктическим Chlamys islandica. Эта свита отмечает интерстадиал Кап-Экхольм с предполагаемым возрастом от 50 до 27 тыс. л. н., который следует из радиоуглеродных дат от 36 до 48 тыс. л. н. и TL-дат от 38 до 59 тыс. л. н. Выше, непосредственно под осадками голоце-новой морской террасы высотой 20-30 м, залегает маломощная поздневислинская морена G, встреченная и в других, более мористых, разрезах Шпицбергена.
Поскольку мыс Экхольм расположен в 14 км от края современного ледника, его разрез означает, что оледенение Шпицбергена в интерстадиалы не превышало современное. Интересно, что голоценовые отложения содержат наиболее теплолюбивую морскую фауну (Zirphaea crispata, Arctica islandica), а в эемской фауне интергляциала В настоящих бореаль-ных видов нет. Отсюда следует, что Северо-Атлантическое течение проникло к Шпицбергену только в голоцене, а не в эеме, как в Русской Арктике [14].
На запад, к бровке континентального склона, на морском дне с помощью сейсмострати-графии и донного бурения уверенно прослеживается лишь верхняя морена, которая на основании радиоуглеродных датировок переотложенных раковин признана аналогом слоя G на мысе Экхольм. Предшествующее средневислинское оледенение Е не могло быть много меньше поздневислинского оледенения G, ввиду того, что залегание морских осадков интерстадиала Кап Экхольм на террасе высотой 87 м говорит об относительном уровне моря не ниже голоценового [14]. Прослеженная морской геологией по всей акватории Баренцева моря верхняя морена перекрыта мошной толщей гляциоморских глин с фораминиферами, которые дали серию AMS-датировок от 14,8 до 10 тыс. л. н. В желобе Св. Анны эта морена встречена до глубины 500 м. Нижний предел ее возраста определяется в скважинах между Шпицбергеном и Норвегией, где по захваченным ледником раковинам моллюсков получены 11 значений радиоуглеродного возраста в интервале 21,6-37 тыс. л. н. (см. рис. 2). Кроме того, амплитуда послеледникового поднятия на высокоарктических островах закономерно возрастает от западной и северной кромок шельфа до 100 м к центру северной части Баренцева моря. Именно эти факты говорят о том, что большая часть Баренцева шельфа в интервале 21-15 тыс. л. н. была занята ледниковым щитом мощностью от 2 до 3 км [33].
Рис. 3. Датированные плейстоценовые толши в Полярном Приуралье.
А - сводный разрез берегов Надымской Оби (п. 7 на рис. 2) [18,30]: 1 - лёссовидные алевриты, 2 - моренный диамиктон, 3 - озерно-ледниковые алевроглинистые ритмиты, 4 - флювиогляциальные пески с гравием, 5 - горизонтально-слоистые пески с прослоями алевритов; датировки, в тыс. л. н.: - светлые кружки, радиоуглеродные - черные кружки. Б - палеолитическая стоянка Мамонтовая Курья (террасовидная поверхность с абс. выс. 70 м на левом берегу Усы, п. 3 на рис. 2) [16, 19, 20]: 1 - трещины усыхания, 2 - взбегающая рябь, 3 -мульдообразная косая слоистость, 4 - кости. Указаны значения возраста в тыс. л. н. для образцов, датированных радиоуглеродным (кружки) и ОБЬ-методом (квадраты, возраст выделен жирным курсивом),
И
Скандинавские исследователи считали, что южный край поздневислинского ледникового покрова надо искать на российских равнинах. Такая точка зрения поддерживалась некоторыми русскими авторами [21, 34, 35], но отрицалась другими [27, 31]. Статистика радиоуглеродных дат ясно показала, что последнее оледенение Западной Сибири древнее 50 тыс. л. н., т. е. лежит за пределами радиоуглеродного возраста [28]. Детальнее проблема возраста последнего оледенения решалась путем изучения наземных осадочных толщ Печорского бассейна, Новой Земли, Ямала и Таймыра по программе QUEEN.
Заново проведенное фотогеологическое картирование в Печорском бассейне [36] обнаружило моренные гряды последнего шельфового ледникового покрова только севернее Полярного круга (п. 2 на рис. 2), вопреки постулатам X. А. Арсланова с соавторами [21] и М. Г. Гросвальда [35] о далеком продвижении этого ледника на юг. Специальное исследование установило, что «раннеголоценовый ледниковый надвиг» со стороны Баренцева моря в опорном разрезе Мархида [21] обусловлен ошибочным истолкованием диамиктовых фаций, из-за чего молодые аллотиллы (морены сплывания и солифлюксий) были приняты за ортотилл (донную морену) [37]. Наконец, повторное датирование подморенных осадков с конечными значениями радиоуглеродного возраста (Вастьянский Конь, Лодмащелье, Ур-дюга, Шапкина и др.), на которых основано представление о поздневалдайском возрасте последнего ледника [34, 35], везде дало запредельные значения, а перекрывающие осадки показали OSL-возраст не менее 50 тыс. л. н. Более того, вместо голоценовых морских террас на низком побережье описаны эоловые пески и торфяники (п. 1 на рис. 2), уходящие под уровень моря, что исключает недавнее изостатическое поднятие [16, 36]. Вплоть до берега Баренцева моря на поверхности встречаются кости и даже хрупкие зубы мамонтов хорошей сохранности с возрастом 30-40 тыс. л. н. [24].
Важным свидетельством отсутствия ледниковой деятельности в эпоху МИС 2 на севере Европейской России явились перекрытые лишь эоловыми плащами палеолитические стоянки бассейна Печоры, с возрастом от 20 до 40 тыс. л. н. (п. 3-5 на рис. 2). Самые северные расположены на 67°10' с. ш. и на Полярном круге [16], т. е. в пределах поздневалдайского оледенения популярных палеогеографических схем [21, 34, 35]. В наиболее изученном разрезе Мамонтовая Курья на р. Усе (п. 3 на рис. 2) базальный галечник с палеолитическими орудиями и мамонтовыми костями дал серии радиоуглеродных дат от 37 до 31 тыс. л. н. и люминесцентных от 48 до 34 тыс. л. н. (рис. 3, Б). Следует иметь в виду, что значения радиоуглеродного возраста на несколько тысяч лет меньше люминесцентного (и астрономического) возраста. Для перекрывающих русловых песков имеются радиоуглеродные даты от 31 до 24 тыс. л. н. и OSL-дата около 20 тыс. л. н. Разрез венчается эоловыми песками и алевритами с люминесцентным возрастом от 20 до 14 тыс. л. н. [19, 20], которые прислонены к глинистой толще последнего приледникового водоема, именуемого озером Коми [36].
В арктической Сибири давно известны длинные серии древних (более 30 тыс. л. н.) радиоуглеродных возрастов из послеледниковых алевритов с сингенетическими ледяными жилами нескольких генераций (точки 9,10,15 на рис. 2) [38, 39]. Покровное оледенение на равнинах, синхронное МИС 2, несовместимо и с древним возрастом надморенных остатков мамонтов (включая их мерзлые трупы) в бассейне Карского моря [28, 40] (п. 11-13 на рис. 2). Эти результаты недавно подтверждены детальными геохронометрическими данными шведских и германских геологов в восточной части древнеледниковой Арктики (п. 1517 на рис. 2), т. е. на Таймыре и Северной Земле [41-43]. На Западном Ямале последовательная серия из 16 AMS-датировок в интервале 26-33 тыс. л. н. из отложений, перекрывающих верхнюю морену с блоками глетчерного льда (п. 8 на рис. 2), сопровождается 4 люминесцентными датами от 30 ± 3 до 44 ± 5 тыс. л. н. [44]. На Южном Ямале из покровных песков получены 4 OSL-даты от 59 до 72 тыс. л. н. [18, 45]. Датировки в интервале 2512
15 тыс. л. н. (МИС 2) повсеместно связаны с мелкозернистыми субаэральными осадками. Показательно и низкое, обычно затопленное положение раннеголоценовых береговых линий вдоль низменных побережий Баренцевого и Карского морей. Эти факты и дают неизбежный вывод о полном отсутствии геологических следов поздневислинских ледниковых покровов и подпрудных озер на всей арктической суше восточнее п-ова Канин [17,29].
Границу поздневислинского оледенения удалось обнаружить с помощью морского бурения и сейсмического профилирования в Печорском море восточнее о-ва Колгуева (см. рис. 2) [46]. Она обоснована 9 АМ8-датировками раковин фораминифер в интервале 23-39 тыс. л. н. из мощных гляциоморских глин, встреченных только южнее этой линии (рис. 4). Размеры поздневалдайского оледенения пока не вполне ясны на северной оконечности Таймыра и в центре плато Путорайа, хотя вполне очевидно, что даже в горах оно было незначительным [13, 36]. Это подтверждено измерениями бериллиевым методом суммы космического облучения свободно лежащих валунов на Полярном Урале. Как правило, они дают величины более 50 тыс. л. н., а значения порядка 20 тыс. л. н. появляются лишь на моренных грядах, отстоящих не далее 1-2 км от современных ледничков [47].
Последней опорой идеи поздневислинского оледенения равнин служил малохетский разрез на Енисее (п. 14 на рис. 2), где в 1960-е годы из подморенного «каргинского аллювия» получены конечные радиоуглеродные датировки [48]. При переопробовании в 2003 г. все три пробы, измеренные АМ8-методом, показали запредельный возраст. Люминесцентный возраст межледникового аллювия - не менее 112 тыс. л. н., а перекрывающего суб-аэрального плаща - не менее 80 тыс. л. н. [49], что вполне согласуется с ЭПР-датировкой в 122 тыс. л. н. из морского стратотипа каргинских слоев в близлежащем разрезе [50].
Следы движения льда на арктической суше, зафиксированные разными международными зкспедуидайА'й гс\3>}, увережо указывают на главные центры оледенения на шельфах Карского и Баренцева морей, давно известные в российской геологии. Судя по отчетливым моренам транзитного оледенения, вдвинутым с севера в горные долины Полярного Урала, он не мог быть центром сколько-нибудь обширного ледникового покрова ни в позднем, ни в среднем плейстоцене. Недавними исследованиями граница последнего наступания арктических ледников отодвинута к северу в Печорском бассейне до Полярного круга [17, 36], а в Зауралье еще далее, до гряды Сопкей [18]. Гораздо труднее определить его возраст, поскольку он лежит за пределами возможностей радиоуглеродного метода. В Зауралье он связывается с МИС 4, судя по ОБЬ-датировкам в основании приледниково-озерных глин сан-гомпанского разреза (см. рис. 3, А). Но в Печорском бассейне разрезы пляжевых отложений приледникового озера Коми дали длинную серию ОБЬ-дат порядка 80-100 тыс. л. н. [13, 16]. Сходные датировки осадков подпрудных озер и позднеледникового морского бассейна получены и на Таймыре [41, 42]. Это заставляет предполагать максимальное продвижение позднеплейстоценовых ледников в МИС 5Ь [13].
Однако подморенные пески низовьев Печоры дали серию более молодых ОБЬ-дат, близких к 60-70 тыс. л. н. Такие же значения ОБЬ-возраста есть и в приледниковых толщах северного Таймыра. Поэтому постулируется второе, более ограниченное наступание шельфо-вых ледников на континент в начале средневислинского времени, соответствующего МИС 4 (конец раннего валдая по схеме Центральной России) [13], хотя несколько верхнеплейстоценовых морен в суперпозиции найдены пока лишь в Архангельской обл., где рисуется очень сложная картина взаимодействия ледников разных областей питания [51].
В принципе не исключено, что раздвоение раннего оледенения позднего плейстоцена -продукт неточности люминесцентного датирования. Но имеются и независимые подтверждения сложной истории вислинского покровного оледенения. В кернах глубоководных океанических скважин пики 11Ш регистрируются в интервалах 95-85, 78-72 и особенно сильно 64-50 тыс. л. н., когда отмечен также мощный приток пресной воды с континента.
H
N О < U) lv)
На уровне 20 тыс. л. н. 11Ш изредка встречается лишь вдоль северной бровки Баренцева шельфа в соответствии со скромными размерами поздневислинского оледенения [15]. Цифровые палеогляциологические модели также предсказывают трехкратное оледенение арктических шельфов с кульминациями 90, 60 и 20 тыс. л. н. [13].
Очень интересно, что по независимым данным ТЬ-датирования и варвохронологии ледниковый максимум приурочен к самому началу вислинского ледникового века (МИС 5ф также и во внутренних районах Сибири - на Алтае и Байкале, где, по В. С. Шейнкману, именно тогда низкие температуры в первый (и последний) раз совпали с максимальными снегопадами. Последующие похолодания не могли сформировать крупных ледников из-за недостатка атмосферных осадков, перехваченных приатлантическими ледниками [52].
Климаты позднего плейстоцена Русской Арктики. Ограниченное развитие ледниковых покровов МИС 2, которые не распространялись на большую часть российской арктической суши (см. рис. 2), резко отличает последнее оледенение Евразии как от ледниковых циклов среднего плейстоцена, так и от североамериканской модели. Это, вероятно, связано с гораздо большей континентальностью климата евразиатского материка (за исключением Скандинавского полуострова), которая усиливалась на протяжении плейстоцена. При палеогляциологическом моделировании выяснилось, что известные по геологическим данным границы последнего оледенения в восточной части Карского бассейна [13] возможны только при крайне низком, антарктическом уровне атмосферных осадков в ледниковую стадию МИС 2 около 20 тыс. л. н. [53].
Для понимания климатической обстановки МИС 3 и 2 в Русской Арктике решающее значение имеют данные по практически непрерывным разрезам лёссово-ледовых накоплений мощностью 30-40 м (абс. отметки до 30 м) на подвергавшемся оледенению Таймыре (мыс Саблера, п. 15 на рис. 2) и в соседней перигляциальной области (разрез п-ова Быковского в дельте Лены). По первому разрезу имеются 45 радиоуглеродных датировок (вплоть до более чем 39 тыс. лет), из которых 25 получены современным АМБ-методом [38, 42]. Второй разрез с возрастом не менее 58 тыс. лет датирован еще лучше: 90 датировок, из них 70 АМ8-методом [55]. Алевриты с прослоями растительного войлока на мысе Саблера вначале ошибочно считались озерными, чему противоречат крупные, долго растущие сингенетические ледяные жилы и находки мамонтовых костей. Решающий аргумент в пользу суб-аэрального происхождения льдистых алевритов дает статистика по растительным макроостаткам, показавшая совершенно отличную от современной флору позднего плейстоцена. На уровне 30-27 тыс. л. н. преобладают травянистые обитатели степей и сухих тундр, индикаторы крайне континентального климата с повышенными летними и очень низкими зимними температурами. На уровне около 18 тыс. л. н. в похожей флоре уже полностью доминирует криоаридная растительность при отсутствии гидрофитов и бореальных видов, свидетельствуя о снижении и летних температур [56].
Эти данные вполне подтверждаются анализом ископаемых насекомых - лучших индикаторов летних температур воздуха и почв [54]. В разрезе п-ова Быковского на общем крио-аридном фоне в интервале 47-34 тыс. л. н., наряду с типично арктическими видами, обнаружено множество сухолюбов (до 50%), появляются термофильные насекомые, требующие
Рис. 4. Граница поздневислинского оледенения на юге Печорского моря, по данным донного бурения
и сейсмостратиграфии [46]. 1 - глины; 2 - глинистые алевриты; 3 - алевриты; 4 - песчанистые алевриты; 5 - пески; 6 - диамиктон; 7 - раковины. Сейсмостратиграфические комплексы: ССК-1 - голоценовые морские илы, ССК-Ш - верхний диамиктон (поздневислинская морена), ССК-1У - средневислинские морские глины, ССК-У - нижний диамиктон (средне-вислинская морена). Самые древние надморенные датировки в области средневислинского оледенения (скважины № 210-218) указаны на рис. 2.
июльских температур +13-15 °С (современная +7 °С). С этим же временем связано большинство находок костей крупных млекопитающих (50 датировок). Количество степных видов постепенно снижается в интервале 34-24 тыс. л. н., а выше, на уровне 2415 тыс. л. н., энтомофауна беднеет, термофилы исчезают. Самое значительное потепление летних сезонов в условиях очень континентального, гораздо более сухого, чем современный, климата отмечено доминированием степных видов начиная с 15 тыс. л. н. (рис. 5). В голоцене летние температуры снова снизились, а зимние и влажность повысились, энтомофауна в корне изменилась, появились лесотундровые, таежные и водные виды. Самый холодный и сухой климат в интервале 25-15 тыс. л. н. все же обеспечивал существование менее обильной мамонтовой фауны как на берегах моря Лаптевых [55], так и в низовьях Оби [30].
Палеогеографическая интерпретация
Ранний голоцен Прохладное влажное лето, кустарниковая тундра и лесотундра
Поздняя висла
Сухое теплое лето, самая «теплая» тундростепь
Поздняя висла
Прохладное сухое лето, «холодная» тундростепь
Средняя висла, 2-й этап
Сухое лето, теплее современного, но холоднее, чем на 1-м этапе, «прохладная» тундростепь
Средняя висла, 1-й этап |
Сухое теплое лето, \
«теплая» тундростепь 1
!
Кол-во, % 70 60 50 40 30 20 10 0
Содержание насекомых разных экологических групп в каждом образце, %
Радиоуглеродный 0 Ю 20 30 40 50 60_ 70__80_ 90
возраст,
тыс. л. н. Абс. отм., м 38
16
18
20
22
■■"И
26
28
30 32
___34
36 38 40 42 44 46
Рис. 5. Долгопериодные изменения позднеплейстоценового климата в Русской Арктике по данным распределения экологических групп насекомых в разрезе лёссово-ледового комплекса п-ова Быковского, дельта Лены, по [54, 55]. 1,2- термофильные сухолюбы: 1 - степные виды, 2 - прочие ксерофилы (не тундровые): 3.4- обэтатсзи современной тундры: 3 - сухой, более теплой, 4 - арктической (ось отсчета внизу).
Таким образом, современные исследования в Русской Арктике вполне определенно указывают на крайне континентальный, т. е. ледниковый климат второй половины позднего плейстоцена с низкими годовыми температурами, но с безоблачными и сухими летними сезонами при высокой температуре почв. В этом промежутке времени нет места для крупных интерстадиалов с умеренно влажным климатом. Именно с устойчивым континентальным климатом и агградирующей мерзло1х>й, вероятно, следует связывать хорошую сохранность в Западно-Сибирской Арктике мощных толщ погребенного глетчерного льда - остатков придонных слоев средневислинского (ранневалдайского) ледникового покрова [57]. Льдистые алевриты являются естественным аналогом восточно-сибирской едомы, которая во второй половине позднего плейстоцена субаэрально отлагалась также и в ледниковых областях Таймыра и Западной Сибири.
Проблема хроностратиграфии позднего плейстоцена. Главные трудности в периодизации плейстоцена возникают из-за стратиграфической путаницы при корреляции неледниковых интервалов Сибири и Европы. В Русской Арктике отложения с бореальной морской фауной, отмечающие климат лучше современного, встречаются в разрезе по меньшей мере дважды [58], причем в верхней, каргинской, морской толще попадаются даже лузитанские фораминиферы [38]. В 1960-1970-е годы возобладала основанная на сомнительных радиоуглеродных датировках корреляция каргинского интервала со средним валдаем-висконсином, т. е. МИС 3 [26, 38, 48], а подлежащих казанцевских отложений - с европейским эемом. В результате появилась уникальная, не имеющая мировых аналогов ледниковая история Сибири с двумя межледниковьями в позднем плейстоцене.
Эта корреляция, которая давно находится в конфликте с геологическими фактами, удерживается в региональных стратиграфических схемах с помощью положительной обратной связи. Одна и та же морская толща у разных авторов фигурирует и как каргинская, и как казанцевская. Так, стратотипическая морская толща Каргинского мыса теперь именуется «казанцевскими слоями» [8], видимо, из-за ее подморенного положения и ЭПР-датировки 122 тыс. л. н. Такие переименования прямо запрещены Стратиграфическим кодексом. Невозможно построить устойчивую хронологическую шкалу, если названия осадочных толщ будут меняться после каждого лабораторного «открытия». Другой каргинский опорный разрез в континентальных фациях на Малой Хете, с яркой межледниковой характеристикой и геохронометрическим возрастом не менее 80 тыс. л. н. [49], очевидно, тоже не может служить основанием для выделения теплого интервала в середине последнего ледникового века Сибири. Мощный шурышкарский торфяник на Оби, считавшийся раннекаргинским [26], недавно также дал «эемские» уран-ториевые датировки порядка 130-140 тыс. л. н. [59].
В. А. Зубаков [27] давно пришел к выводу, что из множества радиоуглеродных датировок каргинских морских слоев лишь запредельные достоверны, а по климатической характеристике каргинская трансгресия соответствует межледниковью Фьесангер в Норвегии (МИС 5е). По новым данным оба межледниковых интервала В. Н. Сакса [58] лишились твердой стратиграфической почвы, а «сартанский горизонт» ее никогда и не имел. Поэтому использование таких терминов в перигляциальной литературе зачастую вызывает недоумение у геологов Севера, которые не в состоянии понять, с какими осадочными телами в Арктике предлагается коррелировать южные разрезы. С учетом ЭПР- и ОБЬ-датировок порядка 110-130 тыс. л. н. и запредельных радиоуглеродных возрастов по каргинским слоям В. Н. Сакса логичнее выглядит сопоставление верхней бореальной толщи с эемом (МИС 5е), а нижней - с МИС 7 [27]. В нижней бореальной толще, впрочем, встречается вымерший моллюск СуПосЫа ап§ш1а, поэтому она может быть еще древнее (например, МИС 11, по В. А. Зубакову [27]). В частности, в Большеземельской тундре нижняя бореаль-ная толща к югу как будто сменяется озерными слоями с пыльцевыми спектрами лихвин-ского типа [22].
Таким образом, зырянское оледенение, которое по В. Н. Саксу [57] и Н. В. Кинд [48] произошло перед тепловодной каргинской трансгрессией (а значит, ранее 120-140 тыс. л. н. по ЭПР-, OSL- и U/Th-хронологии), трудно сопоставить с последним оледенением арктической суши России в современном понимании. Последнее оледенение, вероятно, имевшее двухфазный характер, по люминесцентным данным состоялось в интервале 10060 тыс. л. н., т. е. вслед за последним вторжением атлантических вод. На Таймыре к нему можно отнести лишь «сартанский» рельефообразующий комплекс Джангодо-Сынта-бульской гряды и севернее нее [38], но никак не зажатую между двумя морскими толщами муруктинскую морену, которая может быть только среднеплейстоценовой [13] и параллели-зоваться не с ермаковской мореной, а с енисейским оледенением В. А. Зубакова. Еще западнее последнее оледенение отчетливо связано с моренами Карского ледникового покрова, отмеченного Сопкейскими грядами в Зауралье и залежами глетчерных льдов в Приуралье, на Ямале и Гыдане [24,28,44, 57], где ранее диамиктовые толщи вслед за В. Н. Саксом считались морскими. Значительная часть «зырянских» морен, включая и салехардоувальскую стадию С. А. Архипова и др. [26], теперь надежно датируется средним плейстоценом [18].
Влияние номенклатурной путаницы проявляется не только в понимании геологической истории, но и в фактографических работах. Вполне обычны попытки описания и корреляции с помощью «каргинской этикетки» послеледниковых морских отложений конца МИС 4 или начала МИС 3, которые встречаются в гляциоизостатических прогибах на арктических островах и даже в горах Бырранга. Однако их субарктическая фауна [13, 42,43] имеет мало общего с бореальными комплексами моллюсков, фораминифер и диатомей, типичными для межледниковой каргинской толщи [38, 58].
Международными исследованиями последних лет в Русской Арктике, так же как и в Западной Европе, в послеэемской части разреза не обнаружено признаков климата современного типа или мягче. В интервале конечных радиоуглеродных дат повсеместно фиксируется не теплый каргинский, а морозный перигляциальный климат с мамонтовой фауной. В Сибири он отмечен непрерывным ростом ледяных жил [39] и явно ксерофильной тундростеп-ной флорой и фауной [53, 56]. Даже в современной северной тайге Предуралья детально изученный разрез аллювия палеолитической стоянки Мамонтовая Курья (см. рис. 4) содержит безлесные спорово-пыльцевые спектры [60]. Последние данные пока оставляют место для интерстадиалов с относительно мягким климатом только ранее 60 тыс. л. н. В хорошо же изученном интервале 50-25 тыс. л. н. в Европейской Арктике отмечается лишь некоторое увлажнение перигляциальных ландшафтов с частичным возрождением речного стока [16, 36], а на востоке - увеличение продуктивности мамонтовой степи за счет теплых летних сезонов на фоне низких годовых температур [54].
Все это означает, что новейшие данные о вещественном и палеогеографическом содержании позднеплейстоценовых событий серьезно расходятся с сибирской хроностратигра-фией, происходящей из схемы В. Н. Сакса по арктическому Енисею и постулирующей два оледенения и два межледниковья в Русской Арктике. Теперь достаточно ясно, что ее отличия от западноевропейской шкалы связаны не с принципиально другой климатической историей, а с ее недостаточной изученностью.
Заключение. Основными достижениями последних лет надо считать значительное расширение рамок ледниковой истории Арктики и постепенное сближение схем периодизации плейстоцена Сибири и Европы. Прочно установленным геологическим фактом стала резкая хронологическая асимметрия истории плейстоценового оледенения Евразии [13, 18], обусловленная амфиарктическим расположением двух главных источников оледенения - центров холода на востоке и атмосферной влаги на западе. Климатические ритмы позднего плейстоцена Сибири в принципе параллельны европейским, несмотря на различия объемов древних ледников. Другим отличием плейстоценовых климатов севера Сибири от приат-
лантического сектора Арктики является малая разница между ледниковыми и межледниковыми интервалами. Грубо говоря, все сводится к различию между сравнительно влажным климатом приморских равнин (модель межледниковья) и резко континентальным климатом внутренних частей Восточной Сибири (модель ледниковья) при слабовыраженном температурном градиенте. Как ни парадоксально, но в этом случае ископаемая тундровая биота может указывать на межледниковье, а таежная - на ледниковье.
Summary
Asíakhov V. I. То the Late Cenozoic history of the western Eurasian Arctic.
The paper is an overview of geological results on the Late Cenozoic history internationally obtained in the arctic sector between 130°E and 50° W during the last 25 years. These have been mostly efforts by European Science Foundation projects PONAM (Late Cenozoic Evolution of the Polar North Atlantic Margins) and QUEEN (Quaternary Environments of the Eurasian North). Traces of glacial activity in the Neogene, Early and Middle Pleistocene formations of the Arctic Ocean and Greenland indicate longer glacial history of the Arctic than was assumed heretofore. Special attention is paid to the Late Pleistocene history, especially to the extent and timing of the last ice sheets, inferred from key sections on Svaibard and in Arctic Russia, as well as from^marine cores. Physical datings recently obtained by optically stimulated luminescence, AMS radiocarbon, uranium-thorium and ESR methods which indicate an older age of principal events of the last interglacial/glacial cycle of the Russian Arctic are discussed. On the whole the new data are evidence of basic difference between the histories of the Late Pleistocene inland glaciation of arctic Siberia versus the atlantic sector. In the West ice sheets were progressively growing to reach their maximum during MIS 2, whereas in Siberia they were shrinking. Late Weichselian inland ice was practically non-existent on the Russian mainland east of the Kanin Peninsula. This asymmetry in the Late Pleistocene glacial and climate history of eastern versus western Eurasia is supported by numerical glaciological modelling. The latest results also lead to a revision of the traditional Siberian framework for the Late Pleistocene history which now can be reconciled with the European chronostratigraphy.
Литература
1. Thiede J., Winkler A., Wolf-Welling T. et al. Late Cenozoic history of the Polar North Atlantic: results from ocean drill-ling // Quatern. Sci. Rev. 1998. Vol. 17. 2. Mangerud J., Jansen E„ LandvikJ. Late Cenozoic history of the Scandinavian and Barents Sea ice sheets // Global and Planetary Change. 1996. Vol, 2. 3. Butt F.A., Elverhei A., Solheim A., Forsberg C. F. Deciphering Late Cenozoic development of the western Svaibard Margin from ODP Site 986 results // Marine Geology. 2000. Vol. 169. 4. Solheim A., Faleide J. /., Andersen E. S. et al. Late Cenozoic seismic stratigraphy and glacial geological development of the East Greenland and Svalbard-Barents Sea continental margins // Quatern. Sci. Rev. 1998. Vol. 17. 5. Elverhei A., Dowdeswell J., FunderS. et al. Glacial and oceanic history of the Polar North Atlantic Margins: an overview // Ibid. 6. Funder S., Bennike O., Bócher J. et al. Late Pliocene Greeenland - the Кар Kabenhavn formation in North Greenland // Bull, of the Geol. Soc. of Denmark. 2001. Vol. 48. 7. Унифицированная региональная стратиграфическая схема четвертичных отложений Западно-Сибирской равнины / Ред. В. С. Волкова, А. Е. Бабушкин. Новосибирск, 2000. 8. Feyling-Hanssen R W. Foraminiferal stratigraphy in the Plio-Pleistocene Кар Kabenhavn Formation, North Greenland. Meddelser om Grenland // Geoscience. 1990. Vol. 24. 9. Каплянская Ф. А., Никольская M. В., Тарно-градский В. Д. Доледниковые морские отложения на севере Западной Сибири (лескинская толща) // Кайнозой шельфа и островов Советской Арктики / Ред. В. С. Зархидзе, Ю. Н. Кулаков. Л., 1986. 10. Vogt P. R., Crane К., Sundvor Е. Deep Pleistocene iceberg ploughmarks on the Yermak Plateau: sidescan and 3,5 kHz evidence for thick calving ice fronts and a possible marine ice sheet in the Arctic Ocean // Geology. 1994. Vol. 22, N 5. 11. Jakobsson M, Levlie R„ Arnold E. et al. Pleistocene stratigraphy and paleoenvironmental variation from Lomonosov Ridge sediments, central Arctic Ocean // Global and Planetary Change. 2001. Vol. 31, N 1-4. 12. Pofyak L., Edwards M. H„ Coakley B. J., Jakobsson M. Ice shelves in the Pleistocene Arctic Ocean inferred from glaciogenic deep-sea bedforms I i Nature. 2001. Vol. 410.13. Svendsen J. I., Alexanderson H.Mstakhov V. I. et al. Late Quaternary ice sheet history of Northern Eurasia // Quatern. Sci. Rev. 2004. Vol. 23, N 11-13. 14. Mangerud J., Dokken Т., Hebbeln D. et al. Fluctuations of the Svalbard-Barents Sea ice sheet during the last 150 000 years // Quatem. Sci. Rev. 1998. Vol. 17. 15. Spielhagen R. F„ Baumann K.-H., Erlenkeuser H. et al. Arctic Ocean deep-sea record of northern Eurasian ice sheet history // Quatem. Sci. Rev. 2004. Vol. 23, N 11-13.16. Mangerud J., Svendsen J. I., Astakhov V. /. Age and extent of the Barents and Kara ice sheets in Northern Russia // Boreas. 1999. Vol. 28, N 1. 17. Астахов В.И., Мангеруд Я., Свенсен Й.-И. Позднеплейстоцено-вые ледниковые покровы Русской Арктики: возраст и конфигурация // Вестн. С.-Петерб. ун-та. Сер. 7: Геология, география. 2000. Вып. 1 (№ 7). 18. Astakhov V. Middle Pleistocene glaciations of the Russian North // Quatern. Sci. Rev. 2004. Vol. 23, N 11-13. 19. Pavlov P., Svendsen J. /., ¡ndrelid S. Human presence in the European Arctic nearly 40 000 years ago // Nature. 2001. Vol. 413. 20. Svendsen J. I., Pavlov P. Mamontovaya Kuya: an enigmatic, nearly 40 000 years old Paleolithic site in the Russian Arctic // Trabalhos de Arqueología. Lisboa, 2003. Vol. 33. 21. Арсла-новХ. А., Лавров А. С., Потапенко Л. М. и др. Новые данные по геохронологии и палеогеографии позднего плей-
стоцена и раннего голоцена на севере Печорской низменности // Новые данные по геохронологии четвертичного периода / Ред. Я.-М. К. Пуннинг и др. М., 1987. 22. Лаврушин Ю. А., Чистякова И. А., Гайдаманчук А. С. и др. Строение и вещественный состав отложений гляциального палеошельфа Большеземельской тундры // Литология кайнозойских отложений / Ред. Ю. А. Лаврушин. М., 1989. 23. Яхимович В. Л., Зархидзе В. С., Афанасьева Т. А. Опорный магнитостратиграфический разрез верхнего плиоцена Тимано-Уральской области. Уфа, 1992. 24. Астахов В. И., Свенсен Й. И. Возраст остатков плейстоценового ледника в Большеземельской тундре // Докл. РАН. 2002. Т. 384, № 4. 25. Зубаков В. А., Левковская Г. М. Стратиграфия новейших отложений низовьев р. Оби // Четвертичная геология и геоморфология Сибири / Ред. В. А. Николаев. Новосибирск, 1969. 26. Архипов С. А, Во-тахМ. Р., Гольберт А. В. и др. Последнее оледенение в Нижнем Приобье. Новосибирск, 1977. 27. Зубаков В. А. Глобальные климатические события плейстоцена. Л., 1986. 28. Astakhov V. The last ice sheet of the Kara Sea: terrestrial constraints on its age // Quatern. International. 1998. Vol. 45/46. 29. Mangerud J., Astakhov V., Svendsen J-l. The extent of the Barents-Kara Ice Sheet during the Last Glacial Maximum // Quatern. Sei. Rev. 2002. Vol. 21, N 1-3. 30. Астахов В. К, Арсланов X. А., Назаров Д. В. Возраст мамонтовой фауны на Нижней Оби // Докл. РАН. 2004. Т. 396, № 2. 31. Zubakov V. A., Borzenkova 1.1. Global palaeoclimate of the Late Cenozoic. Amsterdam, 1990. 32. Архипов С. А., Левчук Л. К., Шелкопляс В. Н. Стратиграфия и геологическое строение четвертичного покрова Нижне-обско-Ямальско-Тазовского региона Западной Сибири // Геология и геофизика. 1994. № 6. 33. Landvik J. У, Воп-devik S., Elverhei А. et al. The last glacial maximum of Svalbard and the Barents Sea area: ice sheet extent and configuration // Quatern. Sei. Rev. 1998. Vol. 17. 34. Velichko A. A., Kononov Yu. M, Faustova M. A. The last glaciation of Earth: size and volume of ice sheets // Quatern. International. 1997. Vol. 41/42. 35. Grosswald M. G. Late Weichselian ice sheets in Arctic and Pacific Siberia // Quatern. International. ,1998. Vol. 45/46. 36. Astakhov V. J., Svendsen J. /.. Matiouchkov A. et al. Marginal formations of the last Kara and Barents ice sheets in northern European Russia // Boreas. 1999. Vol. 28, N 1. 37. Tveranger J., Astakhov V., Mangerud J. The margin of the last Barents-Kara Ice Sheet at Markhida, Northern Russia // Quatern. Res. 1995. Vol. 44. 38. Антропоген Таймыра / Ред. H. В. Кинд, Б. Н. Леонов. М., 1982. 39. Василь-чук Ю. К. Изотопно-кислородный состав подземных льдов: В 2 т. М., 1992. Т. 1. 40. Сулержицкий Л. Д., Романен-ко Ф. А. Возраст и расселение «мамонтовой фауны» азиатского Заполярья (по радиоуглеродным данным) // Крио-сфера Земли. 1997. Т. 1, № 4. 41. Alexanderson Н„ Adrielsson L„ Hjort С. et al. The depositional history of the North Taymyr ice-marginal zone, Siberia - a landsystem approach // J. of Quatern. Sei. 2002. Vol. 17. 42. Möller P., Bolshi-yanov D. Y„ Bergsten H. Weichselian geology and paleoenvironmentai history of the central Taymyr Peninsula, Siberia, indicating no glaciation during the last glacial maximum // Boreas. 1999. Vol. 28, N 1. 43. Raab A., Melles M„ Berger G. W. et al. Non-glacial paleoenvironments and the extent of Weichselian ice sheets on Severnaya Zemlya, Russian High Arctic // Quatern. Sei. Rev. 2003. Vol. 22. 44. Forman S. L., Ingölfsson Ö., Gataullin V. et al. Late Quaternary stratigraphy, glacial limits, and paleoenvironments of the Marresale area, "Western Yamal Peninsula, Russia // Quatern. Res. 2002. Vol. 57. 45. Mangerud J., Jakobsson M„ Alexanderson H. et al. Ice-dammed lakes and rerouting of the drainage of northern Eurasia during the Last Glaciation // Quatern. Sei. Rev. 2004. Vol. 23, N 11-13. 46. Gataulllin V., Mangerud J., Svendsen J. I. The extent of the Late Weichselian ice sheet in the southeastern Barents Sea // Global and Planetary Change. 2001. Vol. 31, N 1-4. 47. Mangerud J., Dolvik Т., Matiouchkov A., Gosse J. The last glacial maximum in the Polar Urals. Quaternary glaciations - a global perspective // Abstracts of Seminar in Honor of Jan Mangerud. Bergen, 2004. 48. Кинд H. В. Геохронология позднего антропогена по изотопным данным. М., 1974. 49. Астахов В. И., Манге-руд Я. О возрасте каргинских межледниковых слоев на Нижнем Енисее // Докл. РАН. 2005. Т. 403, № 1. 50. Архипов С. А. Объяснительная записка к региональной стратиграфической схеме Западно-Сибирской равнины. Новосибирск, 1990. 51. Larsen Е., Kjaer К., Demidov I. et al. Late Pleistocene glacial and lake history of northwestern Russia // Boreas. 2006. Vol. 35, N 3. 52. Шейнкман В. С. Возрастная диагностика ледниковых отложений Горного Алтая и их тестирование на разрезах Мертвого моря // Материалы гляциологических исследований. 2002. № 93. 53. Hubberten Н. W„ Andreev A. Astakhov V. I, et al. The periglacial climate and environment in northern Eurasia during the last glaciation // Quatern. Sei. Rev. 2004. Vol. 23, N 11-13. 54. Sher A. K, Kuzmina S. A., Kuznetsova Т. V., Sulerzhitsky L. D. New insights into the Weichselian environment and climate of the East Siberian Arctic derived from fossil insects, plants and mammals // Quatern. Sei. Rev. 2005. Vol. 24, N 5-6. 55. Schirrmeister L, Siegert C., Kuznetsova T. et al. Paleoenvironmentai and paleoclimatic records from permafrost deposits in the Arctic region of Northern Siberia // Quatern. International. 2002. Vol. 89. 56. Kienast F., Siegert Ch„ Derevyagin A., Mai D. H. Climatic implications of Late Quaternary plant macrofossil assemblages from the Taimyr Peninsula, Siberia // Global and Planetary Change. 2001. Vol. 31, N 1-4. 57. Astakhov V. J., Kaplyanskaya F. A., Tarnogradsky V. D. Pleistocene permafrost of West Siberia as a deformable glacier bed // Permafrost and Periglacial Processes. 1996. Vol. 7. 58. Сакс В. H. Четвертичный период в Советской Арктике. Л.; М., 1953. 59. Астахов В. И., Арсланов X. А.. Максимов Ф. Е. и др. Возраст межледникового торфяника на Нижней Оби // Докл. РАН. 2005. Т. 401, № 1. 60. Halvorsen L. S. Palaeovegetation and environment during Weichselian stadials and interstadials at Mamontovaya Kurja and Sokolova in the Pechora basin, northern Russia // Cand. Sei. Thesis. Bergen, 2000.
Статья принята к печати 16 октября 2006 г.
