Введение

Стратиграфия и палеогеография плейстоцена в этом огромном регионе всегда являлась полем догадок различной обоснованности. В последние 15 лет после большого перерыва произошел резкий прирост результатов исследований сибирского плейстоцена, в основном благодаря притоку научных сил и средств из Западной Европы и частично Северной Америки. Он был обеспечен как широким площадным охватом работ на севере Евразии, включая акватории Северного Ледовитого океана, так и улучшенной технологической базой геохронометрии. Новые данные по северу Западной Сибири можно найти в отчетах по программе QUEEN (Quaternary Environment of Northern Eurasia) Европейского научного фонда [Forman et al., 2002; Astakhov, 2006], в последующих статьях о международных проектах [Астахов и др., 2005, 2007; Астахов, Мангеруд, 2005, 2007; Назаров, 2007], и в текущей сводке результатов датирования верхнего неоплейстоцена [Астахов, Назаров, в печати]. Рассмотрев состояние вопроса, я коснусь главных итогов новейших исследований, существенно меняющих представления о последних этапах геологической истории западносибирского Севера и их корреляции с европейским плейстоценом.

Традиционная сибирская стратиграфия

Основная часть данных стратиграфических и седиментологических исследований Севера в 1960-70-е гг. суммирована в региональных стратиграфических схемах Западно-Сибирской равнины 1967, 1978, 1988 и 1999 гг., которые принципиально мало различаются. Для этих схем, составленных в основном сотрудниками Сибирского отделения РАН (до 1991 г . - АН СССР), характерны: а) формальное следование стратиграфической номенклатуре 1950-60-х гг., разработанной В.Н. Саксом и геологами эпохи мелкомасштабных геологических съемок; б) усиленный акцент на данных радиоуглеродного (¹⁴С) и термолюминесцентного (ТЛ) датирования, а также микропалеонтологических исследований.

В основе схемы В.Н. Сакса лежит представление о преимущественно морском типе геологического разреза плейстоцена севера сибирских равнин с двумя мощными морскими горизонтами в новочетвертичное время. Разделяющие и подстилающие их ледниковые отложения имеют заметно меньшую мощность [Сакс, 1953]. Следствием этого взгляда явился неизбежный вывод о принципиально ином типе геологической истории Сибири по сравнению с Западной Европой, где континентальное осадконакопление прерывалась лишь двумя кратковременными вторжениями моря: гольштейнским в среднем плейстоцене и эемским - в позднем плейстоцене. В дальнейшем этот «морской уклон» привел к распространению в Сибири физически невероятных моделей одновременности трансгрессий и оледенений, и даже к откровенному антигляциализму [Каплянская, Тарноградский, 1975]. В позднейших стратиграфических схемах Западной Сибири количество вторжений Северного Ледовитого океана за последние 300 тыс. лет достигло четырех, включая две бореальные трансгрессии в позднем плейстоцене. Многолетние усилия сотрудников СО РАН были направлены на сохранение и развитие этой «сибирской» системы взглядов, невзирая на противоречия, возраставшие по мере накопления фактического материала. Более систематичная хронологическая интерпретация давалась в работах В.А. Зубакова [1972, 1986], но в сибирских схемах она использовалась мало.

Попытки пересмотра схемы В.Н. Сакса начались уже в 1960-е гг. в работах С.Л. Троицкого [1966], который, считая казанцевскую и каргинскую фауны моллюсков неотличимыми, подверг сомнению главную опору верхнеплейстоценовой стратиграфии Сибири. Глобальной ревизии тогда достичь не удалось, поскольку даже в центральных регионах России все еще господствовали представления А.И. Москвитина об особом типе ледниковой истории с двумя межледниковьями в позднем плейстоцене. Использование ¹⁴С метода в его первоначальной упрощенной форме вдохнуло новую жизнь в схему В.Н. Сакса в виде модифицированной по североамериканскому образцу схемы верхнего плейстоцена Н.В. Кинд [1974]. Главным идейным пунктом этой схемы явилась «презумпция абсолютного возраста», который тогда считался синонимом радиоуглеродного. Вера в непогрешимость разрозненных ¹⁴С дат привела к пониманию сибирских горизонтов не как региональных корреляционных таксонов, а как чисто хронологических интервалов и к их явочному использованию в качестве общих стратиграфических подразделений. Как будет видно далее, эта тенденция, основанная на игнорировании Стратиграфического кодекса, явилась источником многих заблуждений и интерпретационных ошибок.

Средний плейстоцен

Наиболее характерным пунктом схемы В.Н. Сакса явилось представление о морском генезисе мощной толщи маловалунных диамиктонов и глинистых ритмитов с рассеянными раковинами арктических моллюсков, описанной в качестве санчуговского горизонта межледниковой природы. При его прослеживании на юг от стратотипической местности енисейского Усть-Порта (рис. 1, № 2) выяснилось, что санчуговские диамикты переходят в средне-плейстоценовые морены без примеси морской фауны (рис. 1-2, №№ 10-11). Этот факт вызвал появление популярных в 1950-60-е гг. гибридных схем гляциомаринизма, предполагавших движение ледниковых масс с возвышенностей Урала и Средней Сибири к центру одновременного морского бассейна в низменности, нередко с юга на север [Лазуков, 1970; Зубаков, 1972]. 

Однако специальное седиментологическое исследование нижнеенисейского стратотипа (рис. 1, № 2) сотрудниками ВСЕГЕИ с очевидностью продемонстрировало ледниковую природу санчуговских диамиктов, обнаруживающих все черты основной морены, включая незакономерные примеси остатков морской фауны (в том числе меловой) и блоки переотложенных морских глин и песков [Каплянская, Тарноградский, 1975]. В соответствии со Стратиграфическим кодексом указанные исследователи заменили санчуговскую морскую свиту «санчуговской мореной». Во время международной экскурсии по Оби в 1978 г . сам В.Н. Сакс признал ошибочность диагностики мощных диамиктов в качестве морских осадков.

Одновременно выяснилось, что минеральный состав среднеплейстоценовых диамиктовых пород, конфигурация напорных сооружений, их высотное распространение, ориентировка галек полностью противоречат конфлюэнтному движению ледников возвышенностей в низменную часть Западной Сибири. Основная масса дирекционных структур ясно указывает на расползание льдов вверх по уклону местности, с Карского шельфа и низин западносибирской Арктики на возвышенности Средней Сибири и Урала с отметками более 600 м [Астахов, 1977, 2004]. Понятно, что такие «антиорографические» пути разноса терригенных компонентов исключают какие-либо морские обстановки для конца среднего неоплейстоцена. Поэтому большинство сторонников гляциомаринизма (за исключением разве что В.А. Зубакова) постепенно отказались от этой идеи.

Указанный выше радикальный выход из трудного положения, созданного слабой седиментологической базой 1940-50-х гг., оказался неприемлемым для С.А. Архипова и других ученых СО РАН, которые вместо упразднения санчуговской морской свиты, предпочли перенести это наименование на среднюю часть того же стратона. Было предложено считать «санчуговскими» только глины с арктической фауной, представляющее, по их мнению второе межледниковье среднего плейстоцена В схеме 1988 г . [Решение …, 1990] аналогами санчуговских глин на Енисее признаны яковлевские пески В.А. Зубакова [1972], каковые В.Н. Сакс [1953] раньше называл мессовскими и помещал под свой санчуговский горизонт. В схеме 1999 г . санчуговские глины с арктической микрофауной в противоречии с климатической стратиграфией скоррелированы с пупковскими слоями В.А. Зубакова, содержащими бореальную фауну [Унифицированная …, 2000]. В скважинах на Нижней Оби на основании скудных находок недоразвитых арктических фораминифер под салехардской свитой Г.И. Лазукова [1970] аналоги нового «санчуговского» горизонта были выделены в качестве салемальских морских слоев на уровне морской изотопной стадии (МИС) 7 [Архипов и др., 1977; Решение …, 1990].

Таким путем из первоначального объема санчуговской свиты были «выкроены» тазовский ледниковый, новый санчуговский межледниковый и самаровский ледниковый горизонты [Архипов, 1998; Унифицированная …, 2000]. Этот итог невозможно расценить иначе, как признание климатостратиграфической бесполезности санчуговского горизонта sensu stricto. Если еще есть исследователи, склонные пользоваться санчуговским горизонтом, то им надо каждый раз уточнять его объем: а) по В.Н. Саксу; б) по Ф.А. Каплянской и В.Д. Тарноградскому; в) по С.А. Архипову. Именно во избежание этой путаницы Стратиграфический кодекс (ст. XII.9) прямо запрещает использование старого названия для частей того же стратона.

В сибирских региональных схемах средний неоплейстоцен традиционно трактуется, исходя из признания двух ледниковых горизонтов: самаровского (максимального оледенения) и тазовского, скопированных в свое время с днепровского и московского горизонтов центральной России. Самостоятельность самаровского и тазовского ледниковых горизонтов надежно не обоснована, поскольку разделяющие их ширтинские пески не доставили бесспорных палеонтологических свидетельств межледникового климата. Однако среднеплейстоценовый возраст самаровской и вышележащих морен Субарктики ясен по двум причинам: а) перекрывающего плаща лессовидных отложений с погребенными почвами и торфяниками межледникового типа; б) подстилающей толщи тобольского межледникового аллювия. Последний часто встречается в основании видимого разреза Нижнего Иртыша и Средней Оби, где содержит карпологическую «флору диагональных песков». Широко развитые русловые пески, таежные спорово-пыльцевые спектры с участием кедра, обилием папоротников, элементы тихоокеанской растительности и раковины теплолюбивых пресноводных моллюсков Corbicula tibetensis говорят о том, что климат был не только теплее, но и влажнее современного [Архипов, Волкова, 1994].

В перигляциальной зоне в единичных разрезах Тобольского материка встречены остатки животных среднеплейстоценового комплекса Palaeoloxodon, Megaloceros и др. Чаще встречаются кости млекопитающих нижнеплейстоценовой фауны тираспольского типа. Поэтому нижнюю часть тобольского аллювия относят к нижнему неоплейстоцену, а верхнюю - к предледниковому среднему неоплейстоцену. С этим согласуется разбивка разреза Семейка (рис. 2), где верхняя, более глинистая часть аллювия определена в среднеплейстоценовую чембакчинскую свиту, а нижняя, отделенная толщей семейкинских ледниково-озерных глин, отнесена к талагайкинскому горизонту нижнего плейстоцена [Каплянская, Тарноградский, 1974].

Дальняя корреляция обь-иртышского подморенного аллювия базируется на нескольких весьма древних (и, соответственно, малонадежных) ТЛ датах (рис. 2). На Белогорской Оби это даты 280 и 290 тыс. лет назад, а в Семейке на Иртыше - 300 и 313 тыс. лет назад с ошибками от 56 до 80 тыс. лет назад [Архипов, 1989б]. Более надежной выглядит дата методом электронно-парамагнитного резонанса (ЭПР) раковин корбикул, давшая в Семейке значение 326.9 тыс. лет назад [Архипов, Линке, 1987]. С.А. Архипов [1989а] предложил корреляцию верхнетобольского (чембакчинского) аллювия с гольштейном, хотя средний ЭПР возраст последнего не превышает 220 тыс. лет назад [Linke et al., 1985].

В зоне морских трансгрессий предположительные аналоги подморенного аллювия, которые встречаются в кернах отдельных скважин (в частности, обские морские слои), относятся к тобольскому хроностратиграфическому уровню на основании единичных ТЛ дат типа 306 и 370 тыс. лет назад [Архипов и др., 1992], что как будто согласуется с ЭПР датой 327 тыс. лет назад из семейкинского обнажения (рис. 2; см. [Архипов, 1989а]). В.И. Гудина [1976], выделившая обский комплекс фораминифер с Miliolinella pyriformis, считала его показательным для сибирского гольштейна. Однако позже оказалось, что такая микрофауна встречена трижды в разных интервалах разреза и потому не может быть корреляционным сигналом [Унифицированная …, 2000]. Невозможность использования слоев с обским комплексом фораминифер как стратиграфического маркера давно была констатирована В.А. Зубаковым [1972]. Если же учесть, что классический гольштейн имеет ЭПР возраст, по крайней мере на 100 тыс. лет меньше [Linke et al., 1985], то корреляция с ним обских слоев повисает в воздухе.

В практическом отношении более важна проблема внутрирегиональной корреляции. Аналогом тобольского аллювия считаются туруханские аллювиальные пески и глины на Енисее, залегающие под мореной максимального оледенения (рис. 2). Главное основание для такого сопоставления - спорово-пыльцевые спектры южной тайги с папоротниками на юге ледниковой области [Левина, 1964] и с двумя пиками ели и пихты в более северных разрезах [Архипов, Матвеева, 1964]. Типично среднеплейстоценовой фауны или раковин корбикул, равно как и геохронометрических данных, на Енисее нет. Однако находка в бахтинском разрезе кости тираспольского вида Alces latifrons (рис. 1, № 10) как будто говорит в пользу заключения В.А. Зубакова [1972] об аналогичном тобольской свите возрастном интервале туруханского аллювия - от конца раннего до начала среднего неоплейстоцена.

Перекрывающая туруханский аллювий ледниковая толща Среднего Енисея представлена двумя моренами, которые во всех схемах относятся к самаровскому и тазовскому горизонтам и таким образом сопоставляются с карымкарской и халапантской моренами Белогорского материка (рис. 2). Самаровский и тазовский ледниковые комплексы считаются аналогами заальских морен Германии и МИС-8 и МИС-6 соответственно [Архипов, 1989б]. Эта корреляция поддерживается разрозненными ТЛ датами в интервале от 210 до 180 тыс. лет назад из межморенных песков на Оби и Иртыше. Эти слои С.А. Архипов [1989а] почему-то именовал «ширтинскими», хотя в бассейне Ширты таких (и каких-либо вообще) дат нет. Единственная геохронометрическая метка в среднем неоплейстоцене Енисея - уран-иониевая дата 170±10 (233±10 по другому способу расчета) тыс. лет назад по морским раковинам из слоев с южно-таежными палинологическими спектрами и спорами реликтового папоротника Osmunda в Пупкове (рис. 1, № 7; рис. 3) [Геохронология …, 1974]. По мнению В.А. Зубакова [1986], эта дата свидетельствует о синхронности пупковского межледниковья МИС-7, что косвенно поддерживает корреляцию самаровского и тазовского горизонтов с МИС-8 и МИС-6 соответственно.

Верхний плейстоцен

Не менее удивительные трансформации пережили и другие горизонты В.Н. Сакса. Так, казанцевский горизонт, представленный в обнажениях близ устья р. Казанцева (Казанка у В.Н. Сакса) в районе енисейского Усть-Порта (рис. 1, № 1) подморенными песками с раковинами бореальных моллюсков, включая один вымерший вид, в других районах оказался не похож сам на себя. Сначала геологи-съемщики, а затем Г.И. Лазуков [1970] применили это название к сангомпанской толще ленточных глин и подстилающих песков без признаков морской жизни, вложенной на Оби в мощную диамиктовую толщу междуречий - салехардскую свиту Г.И. Лазукова (рис. 1, № 15). Основанием для корреляции с казанцевскими слоями Енисея явились лишь похожие абсолютные отметки и присутствие лесной пыльцы в нижней части разреза.

Позднее С.А. Архипов с соавторами [1977], пользуясь отдельными конечными ¹⁴С датами, резко омолодили корреляционную линейку. Они назвали казанцевскими слои с бореальными фораминиферами, вскрытые скважинами на Оби в совсем другой позиции, а именно - гораздо ниже уровня моря под мощными салехардскими моренами. Далее название «казанцевские» можно было встретить в описаниях разных частей видимого разреза Западной и Средней Сибири. В одних случаях это были немые пески, в других - торфяники с межледниковой флорой, в третьих - даже морские слои более молодой каргинской трансгрессии В.Н. Сакса [Решение …, 1990; Унифицированная …, 2000]. Причиной столь свободного использования казанцевской «этикетки» явилось априорное представление об идентичности этого сибирского подразделения и главного термомера верхнего неоплейстоцена.

В континентальных фациях наиболее вероятные представители главного термомера верхнего неоплейстоцена указаны В.А. Зубаковым на высоких террасах Оби и Енисея. Это пяк-яхинский песчаный аллювий с торфяниками и южно-таежными пыльцевыми спектрами, слагающий чехол высокой террасы Надымской Оби (рис. 1, № 17). Цоколь этой террасы сложен диамиктами и ритмитами салехардской толщи [Зубаков, 1972]. Аналогичное положение на 4-й террасе Енисея занимает мирновский аллювий, изученный в районе Алинского (рис. 3, Б) и в 100 км выше у дер. Мирное (рис. 1, №№ 9-10а). Состав древесной пыльцы с обилием пихты и присутствие реликтового папоротника Osmunda cinnamomea в автохтонных торфяниках свидетельствуют о климате теплее и влажнее современного. Во всех случаях ¹⁴С возраст торфа превышает 50 тыс. лет [Зубаков, 1972].

Еще более странная судьба в конце XX в. постигла каргинский горизонт В.Н. Сакса [1953], который первоначально включал послеледниковый аллювий надпойменной террасы Енисея (рис. 1, № 2) и синхронные ему морские слои мыса Каргинского (рис. 1, № 1). Хотя С.Л. Троицкий [1966], не нашедший особой разницы в каргинской и казанцевской аркто-бореальных фаунах, считал и эти, и пупковские осадки результатом одного вторжения атлантических вод, комплекс фораминифер оказался более тепловодным в каргинских слоях, чем в более древних казанцевских [Левчук, 1984].

Эта казанцевско-каргинская проблема имела решающее значение для расчленения ледникового верхнего неоплейстоцена Сибири, которое вначале также производилось под влиянием схемы В.Н. Сакса. До 1970-х гг. считалось очевидным одно послеказанцевское оледенение равнин с центрами в соседних горах, вслед за В.Н. Саксом именовавшееся зырянским. Финальная ледниковая стадия, последовавшая за позднеледниковой каргинской ингрессией моря, была связана с горно-долинным оледенением, названным В.Н. Саксом [1953] по моренам восточной части Верхоянского хребта сартанским. Эти сугубо местные ледники не выходили за пределы норильских подковообразных морен, замыкающих озерные фьорды плато Путорана.

Как и в случае со средним плейстоценом, в Западной Сибири проявилась явная зависимость от четырехчленной климатостратиграфической структуры центральной России, где в 1960-70-е гг. преобладали представления А.И. Москвитина о двух межледниковьях - микулинском и молого-шекснинском. Четырехчленная парадигма дала о себе знать в разработанной на основе первых ¹⁴С дат схеме Н.В. Кинд [1974]. Введенное в ней представление о двух покровных оледенениях, зырянском и сартанском, разделенных каргинским межледниковьем, легло в основу последующих сибирских схем стратиграфии и палеогеографии позднего неоплейстоцена. Главным пунктом этой схемы явилась презумпция валидности всех конечных ¹⁴С дат, не разделяемая, впрочем, выполнявшим анализы Л.Д. Сулержицким. Этот исследователь считал, что большая часть древних конечных ¹⁴С дат на севере Сибири происходят из органического материала казанцевского межледниковья [Сулержицкий и др., 1997].

На основании конечных ¹⁴С дат явно «теплым», межледниковым отложения мыса Каргинского и бассейна р. Малой Хеты (рис. 1, №№ 1-2) был приписан возраст 50-23 тыс. лет назад [Кинд, 1974], т.е. они были скоррелированы с холодным средним пленигляциалом Западной Европы. Залегающая сверху морена равнинного оледенения сопоставлялась соответственно с поздней вислой и с 4-й ступенью неоплейстоцена общей шкалы, примерно соответствующей МИС-2. Н.В. Кинд назвала ее «сартанской», хотя никакого отношения к сартанской стадии В.Н. Сакса это равнинное оледенение не имеет. Более того, В.Н. Сакс [1953] вообще не увидел морены, кроющей каргинские отложения, предполагая залегание зырянской морены под каргинскими слоями. С.Л. Троицкий [1967], который указал на эту ошибку В.Н. Сакса и впервые сослался на конечные подморенные ¹⁴С даты в разрезе Малой Хеты, относил эту морену к максимальной (гыданской) стадии зырянского оледенения. Малохетский аллювий является единственным местом, где подморенные конечные ¹⁴С даты дали ряд из пяти значений от 43,5 до 35,5 тыс. лет назад [Кинд, 1974].

В дальнейшем тенденция связывать «каргинский возраст» лишь с геохронометрией, невзирая на палеоклиматическую характеристику пород, сыграла крайне негативную роль в развитии стратиграфии сибирского неоплейстоцена, поскольку вместо тщательного изучения опорных разрезов для определения геологического возраста использовались разрозненные ¹⁴С даты, часто сомнительного качества.

Стратиграфия последнего ледникового цикла в схемах все более уходила в сторону геохронометрии, приводя к парадоксальным палеогеографическим результатам. Так, С.А. Архипов пришел к выводу о распространении ледниковых покровов ермаковского времени (МИС-4) до 64º с.ш. на Енисее, а на Оби (на Белогорском материке) даже до 62,5º с.ш. [Архипов, 1989а; Архипов и др., 1977; Решение …, 1990]. Аргументом в пользу столь обширного оледенения послужили: а) ТЛ дата 110 тыс. лет назад из-под плаща маловалунного диамиктона, названного «кормужихантской мореной» (рис. 2) в опорном разрезе Кормужихантский Яр (рис. 1, № 13); б) ТЛ даты 153±15 и 96±9 тыс. лет назад в хашгортской скважине (рис. 1, № 4к), где между ними тоже оказался какой-то диамиктон. Эти скудные радиометрические данные и привели к идее далекого продвижения ледников по долине Оби на уровне МИС-5d. Для раннезырянского времени предложена еще и хашгортская ледниковая стадия на уровне МИС-4, отделенная (в схеме, но не в реальном разрезе) от кормужихантской стадии богдашкинским интерстадиалом, датированным в другом месте [Архипов, 1997; Архипов и др., 1977].

Еще загадочнее выглядит палеогеография каргинского интервала, выделенного не в стратотипе (его нет уже в схеме 1988 г .), а по радиометрическим цифрам 50-23 тыс. лет назад. Для этого межледниковья выделяются два теплых интервала, разделенных лохподгортской ледниковой (!) стадией с ¹⁴С возрастом 33-30 тыс. лет назад. А между хашгортской и лохподгортской моренами выделен харсоимский (он же нижнекаргинский) подгоризонт с возрастом 50-33 тыс. лет назад. Он базируется на находке в толще салехардских морен прослоя морских глин с единственной конечной ¹⁴C датой 36,4 тыс. лет назад по торфу, каким-то образом попавшему в морскую пачку с арктическими фораминиферами [Архипов и др., 1977]. Только на основании ¹⁴C дат (но в противоречии с принципами климатической стратиграфии) явно холодные харсоимские глины объединены в один подгоризонт со следующими событиями и объектами: а) максимумом самой тепловодной каргинской трансгрессии с бореальными и лузитанскими фораминиферами; б) шурышкарским торфяником, несущим геоботанические свидетельства климата более теплого, чем современный [Решение …, 1990; Архипов, Волкова, 1994; Унифицированная …, 2000].

Вышележащий сартанский горизонт тоже не имеет стратотипа, а соответствующее сартанское (позднезырянское) равнинное оледенение реконструируется в основном по недатированным формам рельефа. По мнению С.А. Архипова, оно, хотя и уступало по размерам раннезырянскому, тем не менее покрывало всю западносибирскую Арктику, включая Салехардские Увалы, Тазовский и Гыданский полуострова. Важным пунктом этой максималистской концепции явилось представление о Мансийском озере-море с уровнем до +125–130 м, подпруженном арктической ледниковой плотиной до высоты Тургайского прохода в Аральское море. Его осадком С.А. Архипов считал покров массивных уртамских алевритов, облекающих все элементы рельефа перигляциальной области до отметок + 110 м . Из-под плаща уртамских алевритов получен ряд ¹⁴С дат в интервале от 33 до 22 тыс. лет назад [Палеогеография …, 1980].

Сибирская литература зачастую создает впечатление, что отличия местной модели позднего плейстоцена от западноевропейской носят несущественный характер и легко преодолеваются на уровне корреляции отдельных горизонтов и путем косметических уточнений терминологии. На самом деле эти отличия глубоки и принципиальны. Они иллюстрируются сравнением климатохронологической схемы Западной Европы (рис. 4, А) с итоговой кривой климатических колебаний в Сибири (рис. 4, Б). Палеоклиматы Западной Европы обнаруживают в позднем плейстоцене неуклонное, вплоть до конца плейстоцена, ухудшение климата синхронно с падением уровня Мирового океана. Мелкие интерстадиальные ослабления этой тенденции никогда не приводили к возврату современной природной зональности, и на протяжении всего пленигляциала (т.е. от 74 до 11 тыс. лет назад, или в течение МИС 4-2) господствовали открытые, мерзлые ландшафты типа тундростепи или в лучшем случае лесотундры. В Сибири же предполагаются возвраты климата современного типа или теплее и повышения уровня моря, не имеющие аналогов в остальной части планеты. Иногда в сибирских публикациях каргинский интервал называется мегаинтерстадиалом, а не межледниковьем, что не меняет сути дела: все равно реконструируются лесные ландшафты межледникового типа. По микрофаунистическим данным, каргинская трансгрессия была самой теплой за весь плейстоцен. На сибирской кривой (рис. 4, Б) фактически просматриваются два межледниково-ледниковых цикла, а не один, как в Европе или Северной Америке (рис. 4, А). По мнению В.А. Зубакова [1986], это просто хронометрическая ошибка. Давно назрела независимая полевая проверка этого расхождения палеоклиматических моделей.

Ревизия традиционной стратиграфии

Методы решения корреляционных проблем.

Выход из корреляционного тупика наметился в последние 15-20 лет в связи массовым применением современных методов датирования при совместных с западноевропейскими и американскими геологами исследованиях Русской Арктики и новым подходом к интерпретации, как лабораторных данных, так и седиментологических признаков. При ревизии традиционной стратиграфии в качестве главного корреляционного сигнала использовались седиментологические, палеонтологические и геокриологические признаки палеоклимата. Геохронометрические метки считались валидными, если они а) были статистически достоверны и б) не противоречили главному, т.е. палеоклиматическому, корреляционному сигналу.

Новую хронометрическую базу данных составляют полученные российско-норвежской группой 121 OSL, 56 AMS ¹⁴C и 2 уран-ториевых даты [Астахов, Назаров, в печати], плюс серии из 14 ¹⁴С дат с восточного Ямала [Васильчук, Котляков, 2000] и 23 AMS ¹⁴C и 7 люминесцентных дат с западного Ямала [Forman et al., 2002]. Учтены также отдельные, но вполне надежные ¹⁴C даты по мерзлым тканям мамонтов (рис. 1). Основная часть прежних разрозненных ¹⁴C дат по крупным объемам органики сомнительного происхождения типа растительного детрита не использовалась. Новые даты, как правило, дают более высокие (древние) оценки календарного возраста опробованных пород, чем ¹⁴C даты, полученные традиционным путем сжигания больших объемов органики, чаще всего смешанной [Астахов и др., 2007]. В случае AMS ¹⁴C датирования это достигается за счет тщательного предварительного отбора органических микрочастиц (например, волокон мхов или раковин фораминифер) с тем, чтобы исключить примесь переотложенного материала, особенно древесины, легко подвергающейся загрязнению молодым углеродом.

Единичная дата рассматривается как хронометрическая метка, которая относительна и по причине погрешности аналитического метода, и потому, что относится только к объему образца, а не ко всей осадочной толще. Любой хронометрический метод иногда дает отскоки значений, не объяснимые наличным знанием. Для оценки возраста крупного породного объема необходима статистика лабораторных значений. Это особенно очевидно в случае люминесцентного датирования, больше подверженного влиянию малоизученных природных факторов.

Примененные в последние годы в арктической зоне Сибири новые методы датирования с помощью люминесцентного сигнала, стимулированного видимым светом или инфракрасным излучением, в целом дали гораздо более устойчивые результаты по сравнению с ранее употреблявшимся ТЛ датированием. Надежность OSL метода проверялась двояким образом: а) параллельными AMS ¹⁴C датами; б) сериями OSL дат из отложений заведомо известного геологического возраста. В последнем случае рассматривались последовательности OSL дат из разрезов не вызывающих сомнений морских отложений последнего межледниковья с бореальной фауной моллюсков. В типовом эемском разрезе Дании среднее значение OSL возраста равно 119±2 тыс. лет назад. В другом эксперименте 16 дат, равномерно распределенных по разрезу песков сулинского межледниковья на притоке Печоры, дали среднее значение 112±2 тыс. лет назад. Эти оценки несколько занижены по сравнению с орбитально рассчитанным возрастом этого межледниковья 130–117 тыс. лет назад [Астахов и др., 2007]. Такая ошибка вполне допустима при использовании радиометрических определений в качестве корреляционного сигнала, а не «абсолютного возраста».

Отклонения OSL оценок возраста от некоторого усредненного значения уменьшаются вверх по разрезу, и для второй половины позднего плейстоцена уже сравнимы с колебаниями ¹⁴С дат. Это хорошо видно на палеолитических стоянках бассейна Печоры в интервале 40-15 тыс. лет назад [Астахов и др., 2007]. Аналогична ситуация и на севере Сибири, как показывает пример 2-й террасы р. Енисей в районе пос. Полой (рис. 1, № 4). Там мелкие стебли местных кустарничков из песчаного аллювия с прослоями торфа дали серию из 18 AMS ¹⁴С дат в интервале от 47 до 26 тыс. лет назад с незначительными для столь древних возрастов инверсиями [Астахов, Мангеруд, 2007]. Даты образуют два кластера со средними значениями 43,9 внизу и 36,8 т.л.н. вверху разреза. Параллельная серия OSL датировок песка тоже дала два кластера со средними значениями 48,1 и 43,7 тыс. лет назад. Таким образом, различия возраста верхней и нижней частей аллювия зафиксированы обоими методами. Численные различия ¹⁴С и OSL рядов связаны с тем, что люминесцентный сигнал ближе к астрономическому («календарному») возрасту, и на этом уровне должен иметь значения на 4-5 тыс. лет древнее.

Хорошие результаты недавно стало давать уран-ториевое датирование погребенного торфа при условии его изоляции глинистыми пластами от мигрирующего с водой «молодого» урана. В Шурышкарах на Оби (Рис. 1, № 14) этим методом впервые получена реалистическая (хотя и слегка завышенная) оценка возраста мощного межледникового торфяника 133 (по другому расчету 141) тыс. лет назад [Астахов и др., 2005]. Большинство полученных новых данных по хронологии позднего неоплейстоцена проливают свет и на некоторые проблемы среднего неоплейстоцена.

Первые попытки ревизии

Еще в 80-х годах появились первые, полностью противоречащие принятым в сибирских схемах палеогеографическим концепциям данные в виде последовательной серии радиоуглеродных возрастов от 30 до 22 тыс. лет назад из мощных льдистых алевритов восточного Ямала и Гыдана, не несущих следов ледниковой седиментации или деформации [Васильчук и др., 1984; Васильчук, Котляков, 2000]. Авторы справедливо заключили, что сохранность таких разрезов не совместима с обширным оледенением Арктики в конце позднего плейстоцена. Эти данные мерзлотоведов были встречены геологами с недоумением, потому что под именем морских каргинских описывались явно холодные, лессовидные осадки с сингенетическими жильными льдами.

Позднезырянский (МИС-2) возраст последнего сплошного оледенения Арктики опирался на гипотезу Мансийского подпрудного озера [Палеогеография…, 1980]. Для проверки этой гипотезы был изучен опорный разрез перигляциальных образований в центре равнины вдоль Широтной Оби, где гипотетическое дно приледникового озера теперь находится на отметках 40- 50 м (Рис. 1, № 23). Оказалось, что в интервале радиоуглеродных возрастов 33-10 тыс. лет назад залегают в основном субаэральные толщи: лессовидные алевриты с погребенными почвами, криотурбациями и остатками сухопутных зверей, местами сменяющиеся древними дюнами. Вместо глубоководных озерных глин регулярно встречаются лишь локальные скопления песчано-алевритовых ритмитов - продуктов голоценовой инверсии термокарстовых озерков, образующие бугристые повышения на псевдотеррасных поверхностях. Вся эта эолово-термокарстовая формация прослеживается выше предполагаемой береговой линии Мансийского озера, следов которой нигде не обнаружено [Астахов, 1989]. Описания субаэральных толщ финального плейстоцена, опровергающие позднезырянское озеро-море, позднее получены и другими исследователями бассейна Оби [Кривоногов и др., 1993; Жданова и др., 2007].

Следующим этапом явилась проверка возраста поверхностных морен путем статистического анализа совокупности датировок. Л.Д. Сулержицкий давно предупреждал, что многие растительные остатки, вытаивающие из вечной мерзлоты, весьма склонны к заражению молодым углеродом [Антропоген…, 1982], но это не возымело должного эффекта на региональные схемы. В 90-х годах выяснилось, что из 208 имевшихся в Заполярье конечных датировок от 50 до 17 тыс. лет назад, полученных традиционным методом сжигания крупных объемов органики, только 48 происходят из подморенных отложений. При этом к подморенным относится множество дат по раковинам, смешанному растительному детриту и прочим сомнительным материалам. Напротив, главная популяция из 160 датировок связана только с поверхностными мелкозернистыми отложениями. Она содержит самые надежные определения возраста по мерзлым тканям мамонтов и растительным остаткам in situ типа пней и мелких веточек [Astakhov, 1998]. Стало вполне ясно, что многие радиоуглеродные даты омоложены и не могут служить корреляционными сигналами при сопоставлении Стратонов, и тем более, показателями «абсолютного возраста» хроностратиграфических подразделений. Этот вывод затем подтвердился значительным количеством новых дат, полученных OSL, AMS ¹⁴C и уран-ториевым методами.

Новейшие стратиграфические результаты

Верхний межледниковый горизонт

OSL датирование подтвердило давний вывод В.А. Зубакова [1972] о том, что в низовьях Оби осадки главного термомера верхнего неоплейстоцена представлены аллювиальными песками с торфяниками и южно-таежными пыльцевыми спектрами на террасе у р. Пяк-Яха (рис. 1, № 17). Из пяк-яхинского аллювия, кроме запредельных дат, теперь получены 4 OSL даты в интервале 138-125 тыс. лет назад (рис. 5) [Астахов и др., 2004]. Выше по течению Оби с ним коррелирует шурышкарский торфяник c запредельными датами, отражающий палеоклимат лучше современного. Ранее он относился к «нижнекаргинскому подгоризонту» с предположительным возрастом 40-50 тыс. лет назад [Архипов и др., 1977]. Однако, OSL датировки вмещающих песков дали значения 100-112 тыс. лет назад, а уран-ториевая проба торфа имеет возраст 133 (141) тыс. лет назад. Нет сомнения, что в соответствии с радиометрическими датами и богатыми лесными спорово-пыльцевыми спектрами этот торфяник должен относиться к 1-й ступени верхнего неоплейстоцена и коррелироваться с микулинским интергляциалом [Астахов и др., 2005], а хашгортскую морену следует вернуть на ее законное место в салехардской свите среднего неоплейстоцена [Астахов и др., 2007]. Соответственно, подстилающие морены (зырянские по С.А. Архипову и салехардские по Г.И. Лазукову), равно как харсоимские глины с фораминиферами [Архипов и др., 1977], не могут быть моложе среднего неоплейстоцена. Единственная конечная дата 36,4 тыс. лет назад из харсоимских глин наверняка омоложена.

При попытке доизучения харсоимского стратотипа образцы из моей коллекции были просмотрены С.А. Гуськовым, который не нашел в них микрофауны. Выяснилось, что безвалунные глины в стратотипе имеют раздробленный облик с тектоническими контактами и отсутствием седиментационной градации. Ситуация очень похожа на санчуговский парастратотип в Никитинском Яру (рис. 1, № 2), где Ф.А. Каплянской и В.Д. Тарноградским [1975] была описана санчуговская морена с блоками арктических морских глин. Поскольку результаты С.А. Архипова не воспроизводятся ни макроскопически, ни аналитически, харсоимскую свиту (и соответствующий подгоризонт) надо считать невалидным стратоном. Не валидны также хашгортский и лохподгортский ледниковые стадиалы и другие элементы нижнезырянских и среднезырянских подгоризонтов С.А. Архипова и др. [1977], поскольку они выделены на основании ошибочных радиоуглеродных дат (рис. 5), а других доказательств их самостоятельности нет.

Далее к северо-востоку главный термомер верхнего плейстоцена представлен в морских фациях. На мысе Наблюдений (рис. 1, № 21) на севере Тазовского полуострова слои с ярко выраженной бореальной малакофауной (нямсинская толща) дали шесть OSL дат в интервале от 124 до 152 тыс. лет назад; среднее значение 134 тыс. лет назад близко к интервалу МИС-5e (130-117 тыс. лет назад). Здесь межледниковые пески перекрыты не мореной, а флювиальными песками с возрастом 74-77 тыс. лет назад. На Гыданском берегу немые пески морского типа в разрезах Белая Яра и Нюнтеда-Яха (рис. 1, № 22) дали сходные серии OSL дат [Назаров, 2007]. Подморенные морские пески с межледниковой фауной и флорой неоднократно описывались в опорном разрезе мыса Каргинского на Енисее - стратотипе каргинского межледникового горизонта Н.В. Кинд [1974] (рис. 1, № 1). Здесь, помимо близких к пределу метода конечных ¹⁴С дат, получена ЭПР дата 121,9 тыс. лет назад, из-за чего эти слои были переименованы в казанцевские [Решение …, 1990] - операция, чреватая номенклатурной путаницей и запрещенная главой XII Стратиграфического кодекса.

Верхний ледниковый комплекс

Поздневалдайский возраст последнего покровного оледенения Западной Сибири давно вызывал большие сомнения ввиду регулярных находок мерзлых трупов мамонтов поверх любых морен (рис. 1), отсутствия молодого подпрудного водоема и совершенно неубедительной статистики подморенных ¹⁴С дат [Астахов, 1989; Astakhov, 1998]. Единственной опорой концепции молодого оледенения оставался парастратотип каргинского горизонта в аллювиальных фациях на Малой Хете (рис. 1, № 2). Здесь в подморенных слоях с лесными спорово-пыльцевыми спектрами, байкальскими диатомеями и пресноводными моллюсками Н.В. Кинд [1974] было получено пять ¹⁴С дат со значениями от 43.5 до 35.5 тыс. лет назад. На этом основано до сих пор имеющее хождение в сибирской литературе «малохетское потепление» в интервале 43-33 тыс. лет назад. Передатирование каргинского аллювия дало три AMS ¹⁴С возраста более 52-48 тыс. лет назад, а также OSL даты 82 и 79 тыс. лет назад из подморенных лессовидных пород, и 112, 99 и 80 тыс. лет назад из верхов межледникового аллювия [Астахов, Мангеруд, 2005]. Достаточно очевидно, что каргинские межледниковые слои и здесь, как на мысе Каргинский и в Шурышкарах на Оби, и по своему палеоклимату, и по хронометрии не могут сопоставляться с МИС-3, а представляют 1-ю ступень верхнего неоплейстоцена на уровне МИС-5. Следовательно, исчезло последнее основание для отнесения верхнего ледникового комплекса Арктики к 4-й ступени верхнего неоплейстоцена.

Поскольку межледниковые торфяники разрезов Шурышкары и Пяк-Яха прикрыты лишь флювиальными песками и мощными лессовидными алевритами с конечными ¹⁴С датами [Астахов и др., 2004], то для верхненеоплейстоценовых морен в разрезах нижнего течения Оби нет места. Все обнаженные породы, кроме покровного слоя, дают только запредельные ¹⁴С даты [Астахов и др., 2007]. В долине Оби к последнему ледниковому циклу относятся немые алевроглинистые ритмиты подпрудно-ледникового озера. В известном разрезе Сангомпан (рис. 1, № 15) постепенный переход флювиальных песков в перекрывающие ленточные ритмиты получил четыре OSL возраста со средним значением 85 тыс. лет назад. Несколько меньшие значения OSL возраста (78-79 тыс. лет назад) дало датирование подошвы озерных ритмитов выше по течению на Оби и в Питляре [Astakhov, 2006]. Эти даты из основания осадков приледникового озера означают, что последний для этих мест ледник подпрудил Обь около 80 тыс. лет назад или немного позднее. Ближайшая морена, которую можно связать с этой подпрудой, слагает субширотную гряду Сопкей, образованную ледниковыми потоками с Ямала и Байдарацкой губы [Астахов и др., 2007].

Указанное косвенное свидетельство возраста Сопкейского краевого комплекса независимо подтверждается серией OSL и AMS ¹⁴С дат из варьяхинских озерно-болотных отложений, перекрывающих принесенную с шельфа Карского моря морену с блоками глетчерного льда в разрезе Марресале (рис. 1, № 18) на западе Ямала [Forman et al., 2002]. Семь люминесцентных дат здесь дали последовательный ряд возрастов от 45 до 13 тыс. лет назад. В полном соответствии с ними находятся 23 надморенные ¹⁴С даты в интервале от 32.7 до 12.2 тыс. лет назад. Из песков, кроющих ленточные глины и реликтовый глетчерный лед на южном Ямале, получены четыре OSL даты со средним значением 64,7 тыс. лет назад [Астахов и др., 2007]. Падающие к югу серии зандровых песков поверх морены с глетчерным льдом на западе Гыдана (рис. 1, № 20) [Назаров, 2007] дали шесть OSL дат со средним значением 63 тыс. лет назад [Астахов, Назаров, в печати]. Наконец, из зандра конечной морены последнего вторжения арктических ледников в горы Полярного Урала получено 13 OSL дат со средним возрастом 73 тыс. лет назад [Nazarov et al., 2009]. Таким образом, новые даты определенно указывают на то, что основной ледниковый покров западно-сибирской Арктики развивался в интервале 90-70 тыс. лет назад.

Однако к его деятельности не удается отнести так называемую «кормужихантскую морену», которая, по С.А. Архипову [1989б], оставлена первым ледниковым надвигом позднего плейстоцена, случившимся около 100-110 тыс. лет назад во время МИС-5d. Эта часть разреза известна только на склоне Белогорского материка (рис. 1, № 13) и отсутствует ниже по течению Оби. В Кормужихантском Яру это неплотный мелкогалечный диамиктон без гляциодинамических текстур, сопутствующих дислокаций и прочих ледниковых образований; он облекает вместе с лессовидным алевритом подстилающие пески (рис. 2). И.Д. Зольников [1990], который обнаружил гораздо южнее в подошве покровного слоя такие же породы, справедливо связывает их образование со склоновыми процессами.

Сходная с разрезом Сангомпан хронологическая ситуация зафиксирована и в объектах восточной окраины Западно-Сибирской равнины. В обнажении Большой Шар на Енисее (рис. 1, № 6) давно известный перигляциальный аллювий переходит вверх в варвоподобную толщу ледниково-озерных ритмитов [Кинд, 1974]. Из этого аллювия мы с Я. Мангерудом получили четырнадцать OSL дат в интервале 95-73 тыс. лет назад; среднее значение 84 тыс. лет назад (рис. 3, Б). Поверх озерных ритмитов обнаружен моренный пласт с трапповыми валунами, перекрытый грубым среднесибирским зандром с серией из одиннадцати OSL дат, среднее значение 59 тыс. лет назад [Астахов, Мангеруд, 2007]. Это заставляет предполагать для Сибири еще одну ледниковую стадию позднего неоплейстоцена с возрастом 60-50 тыс. лет назад, примерно как на европейском Севере [Астахов и др., 2007].

Новейшими исследованиями существенно уточнена и максимальная граница ледникового покрова позднего неоплейстоцена. Каких-либо верхненеоплейстоценовых образований, похожих на ледниковые, не обнаружено с поверхности ни в нижнем течении Оби, ни на Тазовском полуострове. При проверке указанных предшественниками [Архипов и др., 1977] гляциодислокаций на Салехардских Увалах удалось найти лишь обычные термокарстовые просадки и линзы солифлюкционного диамиктона в основании мощного (до 10 м ) слоя покровных алевритов и песков. Покровные образования с фауной мамонтового комплекса несовместимы с идеей позднезырянского оледенения на Салехардских Увалах [Астахов и др., 2004]. С другой стороны, мощные залежи дислоцированного глетчерного льда вдоль Гыданской гряды (например, известное обнажение на р. Тадибей-Яха; рис. 1, № 20а) не оставляют прохода между западно-карскими и центрально-карскими ледниками. Сплошная ледяная плотина подтверждена и другими разрезами, в частности указанным выше обнажением Юрибей-2 с обращенным к югу датированным зандром (рис. 1, № 20). Для сохранения приоритета В.Н. Сакса [1953] можно оставить зырянское наименование последнего покровного оледенения западносибирской Арктики с той оговоркой, что верхний ледниковый комплекс равнин залегает не под каргинскими слоями, как считал В.Н. Сакс, а над ними.

Пока остается неясной география подпрудных озер вдоль фронта последнего ледника. На Тазовском полуостроове, в низовьях рек Пур и Таз с поверхности здесь обнаружены лишь флювиальные пески и осадки локальных озер либо чересчур древнего, либо слишком молодого возраста [Назаров, 2007]. Озерные ритмиты, включая ленточные глины, с возрастом около 70-80 тыс. лет назад, отчетливо фиксируются на отметках не более + 60 м в долинах Енисея и Оби и прослежены по Иртышу далеко на юг еще в 1950-е гг. Южнее погребенного порога стока на отметке + 55 м коренное ложе Тургайской ложбины, покрытое песчано-галечным чехлом, имеет уклон к Аральскому морю (рис. 3, А). ¹⁴С даты 29 и 19 тыс. лет назад из перекрывающих глинистых толщ относятся к эпохе заполнения перигляциальными толщами разработанной ранее ложбины стока. Такое строение Тургайского спиллвея не может служить аргументом в пользу огромного Мансийского озера с возрастом около 20 тыс. лет назад [Astakhov, 2006].

Послеледниковый плейстоцен (МИС 3-2)

Поскольку каргинские события происходили до развития последнего ледникового покрова Арктики, очевидно, что послеледниковую историю позднего неоплейстоцена отражают лишь надежно датированные надморенные отложения. Из таковых известны два хорошо изученных разреза, дающих почти непрерывную последовательность событий от 45 до 12 тыс. лет назад: у полярной станции Марресале на западном Ямале (рис. 1, № 18) [Forman et al., 2002] и в устье р. Сеяха на восточном побережье Ямала (рис. 1, № 19) [Васильчук, Котляков, 2000].

В разрезе Марресале морену последнего оледенения от вышележащей толщи эоловых и частично флювиальных песков и алевритов едомного типа с крупными жилами повторно-жильных льдов (оленьи и байдарацкие пески) отделяет маломощный варьяхинский горизонт озерно-болотной седиментации. Спорово-пыльцевой анализ надморенных слоев указывает на резко континентальный климат перигляциальной тундростепи, лишь слабо смягченный в варьяхинском интерстадиале [Andreev et al., 2006]. Одиннадцать AMS ¹⁴С и пять дат, полученных методом инфракрасной стимуляции люминесцентного сигнала (IRSL), надежно фиксируют этот интерстадиал в интервале 45-35 тыс. календарных (33-28 тыс. ¹⁴С) лет назад [Forman et al., 2002].

В устье р. Сеяха 15 последовательных ¹⁴С дат из уходящей под уровень моря алевритовой толщи с прослоями мохового войлока и тремя ярусами сингенетических ледяных жил покрывают интервал от 37 тыс. до 11 тыс. лет назад. Кислородно-изотопный анализ много-ярусных повторно-жильных льдов в этой толще показал среднегодовые температуры на 3-6°С, а зимние - и на 6-10°С ниже современных [Васильчук, Котляков, 2000]. На уровне ниже 28 тыс. ¹⁴C лет несколько большее содержание остатков тундровых мхов и трав говорит о слабом смягчении климата без кардинальной смены седиментационной обстановки. Это смягчение не могло быть значительным, поскольку в устойчивой мерзлоте прекрасно сохранились трупы мамонтов с возрастом 39,1 и 41,9 тыс. лет назад (рис. 1, №№ М6-М7).

Важно, что эти достаточно полные разрезы послеледникового плейстоцена без проблем коррелируются с еще лучше датированными разрезами едомных толщ в соседних регионах. Это мыс Саблера на Таймыре, где из толщи льдистых алевритов с торфянистыми прослоями и криоксеротической флорой получено шестьдесят ¹⁴С дат, и едома Быковского полуострова в дельте Лены, где имеется уже девяносто AMS ¹⁴С дат, начиная с 48 тыс. лет назад. Детально изученные в этих разрезах сингенетические жильные льды, макрофлора, фауна млекопитающих и насекомых однозначно свидетельствуют о резко континентальном, криоаридном климате [Hubberten et al., 2004; Sher et al., 2005]. Поскольку льдистые алевритовые толщи залегают у уровня моря и ниже, то эти длинные серии конечных дат исключают какие-либо трансгрессии в последние 50 тыс. лет.

Возраст межледниковых трансгрессий

Самый актуальный вопрос дальней корреляции - сопоставление сибирских морских трансгрессий с хорошо изученными европейскими горизонтами. Во всех региональных стратиграфических схемах принималась без обсуждения идентичность казанцевской трансгрессии и глобальной эемской трансгрессии, теперь однозначно связанной с МИС-5e. Отсюда и конечные ¹⁴С даты второй бореальной (каргинской) трансгрессии охотно принимались за показатель возраста МИС-3 [Кинд, 1974].

На самом деле, корреляция казанцевских слоев с эемом никогда не была хронометрически обоснована. Ее ошибочность была давно установлена В.А. Зубаковым [1986], при трансрегиональных сопоставлениях относившим самую тепловодную каргинскую транс-грессию к МИС-5e, а казанцевскую - к МИС-7. В стратотипической местности бассейна р. Казанцевой ни в одном из обнажений нет хронометрических указаний на 1-ю ступень. Характерно, что ЭПР дата в 122 тыс. лет назад была получена не из казанцевских, а из каргинских слоев В.Н. Сакса [Решение …, 1990]. Указания на аналогичные даты из других морских разрезов вдоль Нижнего Енисея [Sukhorukova, 1999] вопроса не решают, так как нет независимых данных для корреляции этих разрезов с морскими песками в районе р. Казанцевой: похожие слои вполне могут быть и моложе, и древнее стратотипических казанцевских. А из наиболее выдержанных казанцевских слоев на р. Агапе по раковинам Arctica islandica известна уран-иониевая дата 164±5 тыс. лет назад [Зубаков, 1972], которая близка к ТЛ дате из казанцевских слоев Нижней Оби и уран-иониевой дате пупковских слоев Енисея, т.е. это скорее МИС-7, чем МИС-5.

Сам В.Н. Сакс [1953] считал характерным отличием казанцевской фауны от более молодой каргинской наличие раковин вымершего моллюска Cyrtodaria jenisseae Sachs (= Cyrtodaria angusta по Мерклину и др. [1979]). Этот вид был принят как показательный для казанцевского горизонта еще в схеме 1979 г . По мнению знатока циркумарктической малакофауны С. Фундера (Университет Копенгагена, Дания), этот моллюск исчез так давно, что и речи не может идти о верхнем плейстоцене. В частности, на Печоре такие раковины встречены только в падимейских слоях, в основном залегающих ниже уровня моря под мощными диамиктовыми толщами среднего плейстоцена [Зархидзе, 1972]. Точно так же и в Западной Сибири подморенные слои с Cyrtodaria jenisseae описаны гораздо южнее границы поздне-неоплейстоценового оледенения, т.е. они, как и на Печоре, залегают под среднеплейстоценовыми моренами. Это самбургская скважина (рис. 1, № СБ), морские слои на р. Лимбя-яха (приток р. Таз) и др. [Зубаков, 1972].

Казанцевские морские слои С.А. Архипова с соавторами [1977] на Оби распространены в интервале гипсометрических отметок от +8 до -70 м , в основном в переглубленных долинах под 100-метровой толщей салехардской свиты - среднеплейстоценовой как по Г.И. Лазукову [1970] и В.А. Зубакову [1972], так и по новейшим датам (рис. 5). Алевроглинистые слои с казанцевскими фораминиферами прослежены на сотни километров вверх по Оби до 64º с.ш., где они замещаются прибрежными песками [Архипов и др., 1992]. Такая позиция казанцевских слоев больше всего похожа на классический гольштейн северной Германии, по ЭПР датам относящийся к МИС-7 [Linke et al., 1985].

Современные даты каргинских межледниковых слоев, относящие их к МИС-5 (см. выше), есть также независимое подтверждение допозднеплейстоценового возраста казанцевской трансгрессии. Хотя, конечно, до получения статистически достоверных OSL и ЭПР дат казанцевских слоев в их стратотипической местности нельзя настаивать на их корреляции именно с МИС-7.

Выводы

1) Массированное применение новых геохронометрических методов в последние 10-15 лет продемонстрировало ошибочность традиционной корреляции главных хроностратиграфических подразделений Западной Сибири и Западной Европы. Новые данные не дают никаких оснований для синхронизации тепловодной каргинской трансгрессии с морозным средним пленигляциалом Западной Европы и низким уровнем океана. Последнее (каргинское) вторжение атлантических вод в Сибири, как и повсюду, состоялось не позже эемского интервала и МИС-5. Совершенно не подтвердилась корреляция последнего покровного оледенения с поздней вислой-поздним валдаем. Это оледенение со всеми его стадиями происходило в интервале 90-60 тыс. лет назад, т.е. на уровне МИС-4 и, вероятно, конца МИС-5.

2) Новейшими датами надежно зафиксировано стратиграфическое положение главного термомера верхнего плейстоцена, т.е. слоев последнего межледниковья на уровне 1-й ступени общей шкалы неоплейстоцена. Это нижнеобские торфяники, каргинские аллювиальные и морские слои с аркто-бореальной фауной и их аналоги в центре западносибирской Арктики, залегающие под первой от поверхности мореной с крупными массами реликтового глетчерного льда. Вполне очевидна корреляция этого термомера с МИС-5 (возможно, с МИС-5е).

3) Отсюда следует средненеоплейстоценовый возраст непосредственно подстилающих ледниковых слоев, т.е. санчуговских и всех салехардских морен, включая якобы верхнее-неоплейстоценовые хашгортские, лохподгортские, харсоимские и прочие диамиктовые, глинистые и песчаные толщи Нижней Оби. Казанцевские морские слои с бореальной фауной, судя по их положению под этими моренами, не могут быть моложе среднего неоплейстоцена. Этот возраст вполне согласуется с редкими радиометрическими датами и с наличием во многих разрезах вымершего моллюска Cyrtodaria angusta (jenisseae).

4) Стратиграфические и хронометрические данные последних лет показывают, что, несмотря на разновременность кульминаций последнего оледенения в Европе и в Сибири, общий ход палеоклиматических изменений (включая колебания уровня моря) принципиально одинаков. Это наконец позволяет скоррелировать главные события позднего неоплейстоцена в обоих регионах: очевидно, что покровное оледенение Сибири соответствует концу ранней - началу средней вислы. Среднему пленигляциалу Западной Европы (МИС-3) синхронна не тепловодная каргинская трансгрессия, а нижняя часть лессовидного покрова с ледяными жилами. Его верхняя часть с наиболее «ожесточенной» мерзлотой соответствует поздневислинскому ледниковому максимуму эпохи МИС-2.

5) Проблемы стратиграфии плейстоцена в Западной Сибири связаны не только со слабой изученностью колоссальной территории, но и с методическими ошибками. Пренебрежение Стратиграфическим кодексом привело к номенклатурному кризису. Ярким примером являются каргинский и сартанский горизонты, лишенные стратотипов, т.е. какой-либо опоры для обсуждения новых данных. Продолжающееся употребление формулировок схемы В.Н. Сакса практически блокирует усовершенствование региональной шкалы с помощью нового материала. Вторым просчетом является примат на региональном уровне геохронометрических данных за счет (и вместо) климатической стратиграфии. Необходимо напомнить, что геохронометрия есть лишь средство дальней корреляции, которое не может заменить седиментологические и палеонтологические способы построения региональных и местных шкал. Геохронология успешно разрабатывалась с помощью региональных схем задолго до появления каких-либо геохронометрических методов.

6) Новейшие результаты по плейстоцену Западной Сибири также взывают к тщательной геохронометрической проверке современными методами (OSL, уран-ториевым и ЭПР датированием) многих важных объектов внутрирегиональной и межрегиональной корреляции. В первую очередь это касается подморенных и межморенных толщ среднего неоплейстоцена, особенно морских, после чего можно будет подумать о детальных трансконтинентальных сопоставлениях.

Работа выполнена в рамках российско-норвежского проекта ICEHUS, поддержанного Норвежским Советом по науке. Автор признателен В.Д. Тарноградскому (ВСЕГЕИ) за квалифицированную критику рукописи.

Литература

Антропоген Таймыра. М.: Наука, 1982. 184 с.

Архипов С.А. Хроностратиграфическая шкала ледникового плейстоцена севера Западной Сибири // Плейстоцен Сибири. Стратиграфия и межрегиональная корреляция. Новосибирск: Наука, 1989а. С. 20-30.

Архипов С.А. Палеогеография и хроностратиграфия плейстоцена севера Сибири (обзор новейших данных) // Четвертичный период. Палеогеография и литология. Кишинев: Изд-во Штиинца, 1989б. С. 201–214.

Архипов С.А. Хронология геологических событий позднего плейстоцена Западной Сибири // Геология и геофизика. 1997. Т. 38. № 12. С. 1863-1884.

Архипов С.А. Пространственно-временные соотношения тазовского оледенения и санчуговской межледниковой трансгрессии в Западной Сибири // Геология и геофизика. 1998. Т. 39. № 6. С. 821-841.

Архипов С.А., Волкова В.С. Геологическая история, ландшафты и климат плейстоцена Западной Сибири. Новосибирск: ОИГГМ СО РАН, 1994. 107 с.

Архипов С.А., Вотах М.Р. Гольберт А.В., Гудина В.И., Довгаль Л.А., Юдкевич А.И. Последнее оледенение в Нижнем Приобье. Новосибирск: Наука, 1977. 214 с.

Архипов С.А., Левчук Л.К., Шелкопляс В.Н. Морские четвертичные отложения низовьев Оби // Геохронология четвертичного периода. М.: Наука, 1992. С. 90-101.

Архипов С.А., Линке Г. Результаты ЭПР-датирования раковин Corbicula tibetensis из четвертичных отложений Западной Сибири // Новые данные по геохронологии четвертичного периода. М.: Наука, 1987. С. 229-236.

Архипов С.А., Матвеева О.В. Антропоген южной части Енисейской депрессии. Новосибирск: Наука, 1964. 128 с.

Астахов В.И. Реконструкция Карского центра плейстоценового оледенения по древним моренам Западной Сибири // Материалы гляциологических исследований. 1977. № 30. С. 60-69.

Астахов В.И. Позднеплейстоценовая обстановка осадконакопления в центре Западной Сибири // Плейстоцен Сибири. Стратиграфия и межрегиональная корреляция. Новосибирск: Наука, 1989. С. 118-126.

Астахов В.И. Фотогеология северного плейстоцена: успехи и проблемы // Региональная геология и металлогения. 2004. № 21. С. 27-44.

Астахов В.И., Арсланов Х.А., Назаров Д.В. Возраст мамонтовой фауны на Нижней Оби // Доклады РАН. 2004. Т. 396. № 2. С. 253-257.

Астахов В.И., Арсланов Х.А., Максимов Ф.Е., Кузнецов В.Ю., Разина В.В., Назаров Д.В. Возраст межледникового торфяника на Нижней Оби // Доклады РАН. 2005. Т. 401. С. 95-99.

Астахов В.И., Мангеруд Я. О возрасте каргинских межледниковых слоев на Нижнем Енисее // Доклады РАН. 2005. Т. 403. С. 63-66.

Астахов В., Мангеруд Я. О геохронометрическом возрасте позднеплейстоценовых террас на Нижнем Енисее // Доклады РАН. 2007. Т. 416. С. 509-513.

Астахов В.И., Мангеруд Я., Свенсен Й.-И. Трансуральская корреляция верхнего плейстоцена Севера // Региональная геология и металлогения. 2007. № 30-31. С. 190-206.

Васильчук Ю.К., Котляков В.М. Основы изотопной геокриологии и гляциологии. Изд. Моск. ун-та, 2000. 616 с.

Васильчук Ю.К., Серова А.К., Трофимов В.Т. Новые данные об условиях накопления каргинских отложений на севере Западной Сибири. Бюлл. Комиссии по изучению четвертичного периода, 1984, № 53. С. 28-35.

Геохронология СССР. Т. III. Новейший этап. Л.: Недра, 1974. 359 с.

Гудина В.И. Фораминиферы, стратиграфия и палеозоогеография морского плейстоцена Севера СССР. Новосибирск: Наука, 1976. 126 с.

Жданова А.И., Казанский А.Ю.; Зольников И.Д.; Матасова Г.Г., Гуськов С.А. Опыт фациально-генетического расчленения субаэральных отложений Новосибирского Приобья геолого-петромагнитными методами // Геология и геофизика. 2007. Т. 48. № 4. С. 446–459.

Зархидзе В.С. Падимейская толща западных и центральных районов Тимано-Уральской области // Вопросы стратиграфии и корреляции плиоценовых и плейстоценовых отложений северной и южной частей Предуралья. Вып.1. Уфа: БашФАН СССР, 1972. C . 56-66.

Зольников И.Д. Кормужихантская толща как свидетельство подпруживания Оби в позднем плейстоцене // Труды Института геологии и геофизики СО АН СССР. 1990. Т. 759. С. 52-57.

Зубаков В.А. Новейшие отложения Западно-Сибирской низменности. Л.: Недра, 1972. 312 с.

Зубаков В.А. Глобальные климатические события плейстоцена. Л.: Гидрометеоиздат, 1986. 288 с.

Каплянская Ф.А., Тарноградский В.Д. Средний и верхний плейстоцен низовьев Иртыша. Л.: Недра, 1974. 160 с.

Каплянская Ф.А., Тарноградский В.Д. Происхождение санчуговской толщи и проблема соотношения оледенений и морских трансгрессий на севере Западной Сибири // Колебания уровня Мирового океана в плейстоцене. Л.: Географическое общество СССР, 1975. C . 53-95.

Кинд Н.В. Геохронология позднего антропогена по изотопным данным. М.: Наука, 1974. 255 с.

Кривоногов С.К., Бахарева В.А., Ким Ю.В., Орлова Л.А., Скабичевская Н.А. Новые данные к стратиграфии и палеогеографии позднего плейстоцена Сургутского Приобья // Геология и геофизика. 1993. Т. 34. № 3. С. 24-37.

Лазуков Г.И. Антропоген северной половины Западной Сибири (стратиграфия). М.: Изд-во МГУ, 1970. 322 с.

Левина Т.П. Спорово-пыльцевые спектры четвертичных отложений из приледниковой зоны самаровского оледенения (бассейн Енисея) // Систематика и методы изучения ископаемых пыльцы и спор. М.: Наука, 1964. С. 208-217.

Левчук Л.К. Биостратиграфия верхнего плейстоцена Севера Сибири по фораминиферам. Новосибирск: Наука, 1984. 129 с.

Мерклин Р.Л., Зархидзе В.С., Ильина Л.Б. Определитель морских плиоцен-плейстоценовых моллюсков Северо-Востока Европейской части СССР. Труды Палеонтологического института АН СССР. 1979. Т. 173. 96 с.

Назаров Д.В. Новое о четвертичных отложениях центральной части западносибирской Арктики // Региональная геология и металлогения. 2007. № 30–31. С. 213-221.

Палеогеография Западно-Сибирской равнины в максимум позднезырянского оледенения. Новосибирск: Наука, 1980. 109 с.

Решение межведомственного стратиграфического совещания по четвертичной системе Западно-Сибирской равнины (Новосибирск, 1988 г .). Новосибирск: Институт геологии и геофизики СО АН СССР, 1990. 95 с.

Сакс В.Н. Четвертичный период в Советской Арктике. Л.–М.: Изд-во Министерства морского и речного флота СССР, 1953. 627 с.

Сулержицкий Л.Д. Черты радиоуглеродной хронологии мамонтов (Mammuthus primigenius) Сибири и севера Восточной Европы. Тр. ЗИН РАН, 1995, т. 263, с. 163-183.

Сулержицкий Л.Д., Арсланов Х.А., Герасимова С.А., Чернов С.Б., Фишер Э.Л. Уровни и возраст казанцевской морской трансгрессии на восточном Таймыре // Итоги фундаментальных исследований криосферы Земли в Арктике и Субарктике. Новосибирск: Наука, 1997. С. 39-45.

Сухорукова С.С., Шевко А.Я., Кривоногов С.К., Бахарева В.А., Панычев В.А., Орлова Л.А. Новые материалы к стратиграфии покровных отложений правобережья Среднего Енисея в связи с проблемой возраста оледенений // Бюллетень Комиссии по изучению четвертичного периода АН СССР. 1991. № 60. С. 118-122.

Томирдиаро С.В., Тихонов А.Н. Ямальский мамонтенок. Палеогеографическая обстановка и условия захоронения // Тр. ЗИН РАН, 1999. Т. 275. С. 7-19.

Троицкий С.Л. Четвертичные отложения и рельеф равнинных побережий Енисейского залива и прилегающей части гор Бырранга. М.: Наука, 1966. 207 с.

Троицкий С.Л. Новые данные о последнем покровном оледенении Сибири // Доклады АН СССР. 1967. Т. 174. № 6. С. 1409-1412.

Унифицированная региональная стратиграфическая схема четвертичных отложений Западно-Cибирской равнины. Новосибирск: СНИИГГиМС, 2000. 64 с., 3 прил.

Andreev A.A., Forman S.L., Ingólfsson Ó., Manley W.F. Middle Weichselian environments on western Yamal Peninsula, Kara Sea, based on pollen records // Quaternary Research. 2006. Vol. 65. P. 275-281.

Astakhov V. The last ice sheet of the Kara Sea : terrestrial constraints on its age // Quaternary International. 1998. Vols. 45/46. P. 19-29.

Astakhov V.I. Evidence of Late Pleistocene ice-dammed lakes in West Siberia // Boreas. 2006. Vol. 35. P. 607-621.

Forman S.L., Ingólfsson Ó., Gataullin V., Manley W., Lockrantz H. Late Quaternary stratigraphy, glacial limits, and paleoenvironments of the Marresale area, western Yamal Peninsula, Russia // Quaternary Research. 2002. Vol. 57. P. 355-370.

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

Linke G., Katzenberger O., Grün K. Description and ESR-dating of the Holsteinian interglaciation // Quaternary Science Reviews. 1985. Vol. 4. P. 319-331.

Mangerud J. Correlation of the Eemian and the Weichselian with deep sea oxygen isotope stratigraphy // Quaternary International. 1989. Vols. 3/4. P. 1-4.

Nazarov D., Henriksen M., Svendsen J.I. The age of the last glacier invasion into the Polar Urals // Abstracts of Third Conference on Arctic Palaeoclimate and its Extremes. Copenhagen : University of Copenhagen , 2009. P. 55.

Sher A.V., Kuzmina S.A. , Kuznetsova T.V., Sulerzhitsky L.D. New insights into the Weichselian environment and climate of the East Siberian Arctic derived from fossil insects, plants and mammals // Quaternary Science Reviews. 2005. Vol. 24. P. 553-569.

Sukhorukova S.S. Late Pleistocene palaeogeography of North-west Siberia // Antropozoikum (Sborník Geologických Věd, Journal of Geological Sciences). 1999. Vol. 23. P. 37-42.