Стратиграфическая изученность четвертичной толщи на севере Западной Сибири крайне неравномерна. Приполярное течение Оби представляет собой опорный страторайон, разрезы которого неоднократно обсуждались. Остальная часть равнины изучена очень слабо. До сих пор было не ясно положение основного стратиграфического репера верхнего неоплейстоцена - самого «теплого» климатолита, т.е. слоев последнего межледниковья. В 2000-2005 гг. в ходе полевых работ по российско-норвежским научно-исследовательским проектам на Приполярной Оби, Южном Ямале, Тазовском и Гыданском полуостровах и в низовьях Енисея (рис. 1) получены сотни геохронометрических определений, выполненных по новейшим методикам [Астахов и др., 2007; Svendsen et al., 2004]. Этот материал позволяет предложить новую корреляцию верхнего неоплейстоцена для севера Западно-Сибирской равнины.

МЕТОДЫ. Стратиграфические результаты зависят в первую очередь от качества корреляционного сигнала. Предшественники широко использовали морфолитостратиграфические признаки и микропалеонтологические материалы, а также единичные радиоуглеродные (¹⁴С), в меньшей степени термолюминесцентные (TL) даты. Нами литофациальные критерии применялись только на небольших расстояниях между разрезами, а также для оценки надежности палеонтологических и геохронометрических данных. Именно двумя последними методами установлены основные корреляционные уровни.

Главный термомер верхнего неоплейстоцена определялся по максимальному содержанию органического вещества, подтвержденному значениями физического возраста, близкими к астрономически датированному уровню морской изотопной подстадии МИС 5е. Cпорово-пыльцевые спектры, растительные остатки, кости млекопитающих, морская фауна применялись для корреляции лишь там, где они обильны и имеют ясное положение в разрезе без явной примеси грубообломочного материала, являющегося сигналом вероятного переотложения. Слабая воспроизводимость результатов на севере Сибири объясняется распространенным заражением рассеянными микрофоссилиями осадков любого генезиса, поэтому бедные находки фораминифер или пыльцы и спор, часто упоминаемые в сибирской литературе, нами не использовались.

Дальняя корреляция выделенных в поле стратонов производилась с помощью радиоуглеродного, люминесцентного и уран-ториевого датирования. Традиционный анализ путем измерения содержания ¹⁴С в больших объемах органики на севере Сибири дает малоубедительные результаты в области предельных для метода возрастов (более 30 000 лет назад [Архипов и др., 1977; Astakhov, 1998]. Но при тщательном отборе мелких и вряд ли переотлагавшихся органических остатков типа волокон мха ¹⁴C анализ дает вполне реалистичные, довольно древние возрасты из тех отложений, где ранее из больших объемов смешанной органики получались подозрительно молодые конечные даты. Современная разновидность радиоуглеродного анализа - AMS метод (ускорительная масс-спектрометрия) позволяет выбирать микрообъемы наиболее надежной органики. Полученные AMS методом ¹⁴C возрасты чаще всего подтверждаются и люминесцентным датированием [Астахов и Мангеруд, 2005; 2007].

При корреляции четвертичных отложений древнее 50 тыс. лет нет альтернативы двум другим радиометрическим методам. Уран-ториевый метод, точность которого зависит от постседиментационной гидрохимической истории, недавно хорошо себя показал в датировании погребенных торфяников при условии, если они защищены глинистыми пластами от привноса мигрирующего молодого урана [Арсланов и др., 2004; Астахов и др., 2005].

Люминесцентный метод основан на оценке дефектов кристаллической решетки минеральных зерен, возникших под действием природного ионизирующего излучения. При этом возраст в тысячах «календарных» лет рассчитывается путем деления суммы поглощенной минералом радиации (в Грэй) на интенсивность фоновой радиации (Гр/тыс. лет) (табл. 1). Предшественники применяли малонадежное термолюминесцентное (TL) датирование. Опыт международных работ на Русском Севере с 1993 г . показал, что гораздо более устойчивые результаты дает измерение люминесценции кварцевых песчинок, стимулированной светом в узких зонах оптического диапазона (OSL метод) или инфракрасным излучением (IRSL) [Forman et al., 2002; Svendsen et al., 2004].

Ограничения на точность OSL датирования в первую очередь сводятся к необходимому отбеливанию песчинок на свету перед их захоронением. Отбеливание очевидно для субаэральных осадков, вполне реально для русловых отмелей, но проблематично для водноосадочных образований за пределами освещенного мелководья. Дополнительные ошибки связаны со слабоконтролируемыми диагенетическими изменениями породы. Считается, что надежность OSL датирования ограничена 150 тыс. лет для водноосадочных и 300 тыс. лет для эоловых толщ. Ошибка с увеличением возраста может достигать 20%. По не всегда понятным причинам в ряду близких OSL возрастов попадаются резкие отскоки значений. Поэтому не отдельные OSL даты, а их серии дают корреляционный сигнал. Для надежной оценки возраста песчаной пачки необходимо иметь минимум три OSL даты, из которых по крайней мере две должны иметь близкие значения. OSL возрасты не более 50 тыс. лет проверяются радиоуглеродным датированием [Астахов и Мангеруд, 2007; Астахов и др., 2007]. Надежность OSL метода подтверждена параллельной серией ¹⁴C дат на Полое (рис. 2). Важно, что точные OSL даты гораздо ближе к астрономическим возрастам, чем некалиброванные радиоуглеродные.

Датировки по нашим сборам, не попавшие в публикации [Астахов и Мангеруд, 2007; Назаров, 2007], сведены в табл. 1 и 2, содержащие 57 OSL и 38 ¹⁴C дат. Если же учесть таблицы в [Астахов и Мангеруд, 2007; Назаров, 2007], то всего в новой базе данных 132 OSL и 64 ¹⁴C дат, не считая современных надежных серий с Ямала [Васильчук, 1992; Forman et al., 2002] и дат по трупам мамонтов. OSL датирование выполнено в лаборатории Ун-та г. Орхус (Дания) под руководством A. Марри (A. Murray). В табл. 1 курсивом обозначены OSL даты, недавно уточненные лабораторией по сравнению с ранее опубликованными. ²³⁰Th/²³⁴U и ¹⁴С даты с индексом ЛУ получены в геохронологической лаборатории СПбГУ под руководством Х.А. Арсланова, с индексом T - в лаборатории г. Трондхейм (Норвегия), ¹⁴С даты с индексом Poz - AMS методом в Познаньской лаборатории (Польша) T. Госларом.

РАЗРЕЗЫ НИЖНЕЙ ОБИ. В основании речных обрывов здесь выходит толща немых диамиктов и алевроглинистых ритмитов. Те же породы вскрыты многочисленными картировочными скважинами на низких междуречьях. Этот комплекс мощностью до 100 м ранее считался ледниково-морскими образованиями салехардской свиты среднего плейстоцена, хотя в этих породах не обнаружено визуально различимой морской фауны [Зубаков, 1972; Лазуков, 1970].

С.А. Архипов и соавторы [1977] пришли к выводу о преимущественно ледниковом происхождении салехардских пород. Однако те элементы разреза, где попадались арктические фораминиферы, они отнесли к морским фациям, а ледниковые толщи к позднему плейстоцену на основании шести конечных ¹⁴C дат.

Ключевым вопросом для стратиграфии верхнего неоплейстоцена является позиция главного термомера. Г.И. Лазуков [1970] относил к последнему межледниковью всю сложнопостроенную толщу промытых песков, алевритов и ленточных глин, вложенную в салехардскую толщу на отметках от 0 до + 70 м . Он именовал ее казанцевской свитой, предполагая ее синхронность с казанцевскими морскими слоями низовьев Енисея по [Сакс, 1953]. В.А. Зубаков [1972] к главному термомеру относил только песчаные слои III террасы, вложенные в среднеплейстоценовую салехардскую толщу. С.А. Архипов с соавторами [1977] предложил совершенно иную схему верхнего плейстоцена, который у них оказался гораздо мощнее, и, помимо обнаженных салехардских пород, включил и морские слои с термолюминесцентной датой 153 тыс. лет назад в 70 м ниже уровня моря.

Ввиду этих проблем неясен был и объем вышележащего ледникового комплекса. По Г.И. Лазукову, последний ледник, именуемый по примеру Нижнего Енисея зырянским [Сакс, 1953], в первой половине позднего неоплейстоцена пересекал долину Оби, оставив песчаные морены на салехардских увалах. В.А. Зубаков относил все отложения правобережья Оби к среднему плейстоцену. По С.А. Архипову, напротив, в эпоху глобального температурного минимума МИС 2, т.е. всего 20 тыс. лет назад, уральские ледниковые покровы распространялись по равнине далеко на юг от Полярного круга [Архипов и др., 1977]. В региональных стратиграфических схемах Западной Сибири 1990 и 2000 гг. принята последняя точка зрения.

Разрез прислоненной к салехардскому материку IV террасы на отметках 50- 70 м , отнесенной Г.И. Лазуковым [1970] к последнему межледниковью, можно видеть на СЗ окраине г. Лабытнанги (рис. 1), где толща мелких песков вверх сменяется переслаиванием глинистых алевритов и песков, увенчанным солифлюкционным диамиктоном. Под ритмитом виден горизонт криотурбаций. В этой мелководной толще без следов приливных течений микрофауны нет, спорово-пыльцевые спектры бедные, а серия OSL дат расположилась в интервале 154-131 тыс. лет, среднее значение 142 тыс. лет назад (рис. 2). OSL датировки лучше согласуются с традиционным представлением об отложении этой толщи в ледниково-подпрудном озере конца среднего плейстоцена.

В III террасу с отм. 40- 50 м (межледниковую по [Зубаков, 1972]) вложена II терраса, прослеженная далеко на юг вдоль Оби на отметках 30- 40 м . Ее диамиктовый цоколь прикрыт флювиальными песками с растительными остатками, а выше толщей глинистых ритмитов. У Полярного круга промытые пески вместе с кроющими ленточными глинами В.К. Хлебниковым объединены в сангомпанскую свиту верхнего плейстоцена. Она венчается чехлом покровных алевритов с линзами плохосортированных песков и диамиктов. Большинство геологов считает сангомпанские ритмиты с бедными спорово-пыльцевыми спектрами перигляциального типа осадками подпруженного ледником внутридолинного озера [Архипов и др., 1980; Зубаков, 1972].

Межледниковый репер. В континентальных фациях он наиболее четко проявлен в виде торфяника, залегающего на левобережье Оби у с. Шурышкары (Шур-1 на рис. 1, 2). Спрессованный осоковый торф мощностью более 1 м с остатками древесины прослеживается на 0,5 км поверх ленточной глины и «хашгортской» (по [Архипов и др., 1977]) морены. Этот редкий для Сибири органогенный слой залегает под осадками мелкого озерка и флювиальными песками, перекрытыми 5-метровым слоем лессовидного алеврита.

Ранее спорово-пыльцевым анализом торфа был установлен климат, близкий к современному, а ¹⁴С анализ дал дату более 40 тыс. лет назад [Архипов и др., 1977]. Поскольку подстилающую морену эти авторы считали верхнеплейстоценовой, то они приписали торфянику возраст 44-50 тыс. лет назад, которым, по их мнению, начинается второе, «каргинское» межледниковье позднего плейстоцена. ¹⁴С датировки наших проб также показали запредельный возраст торфа (более 47,2 тыс. лет назад, табл. 2), но подстилающие и перекрывающие пески дали две OSL даты в 100 и одну дату в 82 тыс. лет назад (рис. 2). Эти даты мы считаем минимальными оценками возраста песков.

Детальный спорово-пыльцевой анализ торфяника выявил южно-таежные спектры с резко повышенным содержанием пыльцы ели и примесью широколиственных деревьев, указывая на палеоклимат явно мягче современного. Решающий результат дало ²³⁰Th/²³⁴U датирование торфа, проведенное в лаборатории СПбГУ. Измерения соотношения ²³⁰Th/²³⁴U двумя способами дали оценки 133 ± 14 и 141,1 ± 11,7 тыс. лет [Астахов и др., 2005].

Эти оценки в пределах ошибки измерения близки к ²³⁰Th/²³⁴U возрасту межледниковых торфяников Европейской России и Ангары [Арсланов и др., 2004]. Следовательно, шурышкарский торфяник образовался скорее всего во время последнего межледниковья (1-я ступень верхнего неоплейстоцена общей шкалы). Шурышкарское (малохетское) потепление произошло не 45-50 тыс. лет назад, а в начале позднего неоплейстоцена, т.е. на 80 тыс. лет раньше.

Другой опорный разрез, изученный еще в 60-е годы ниже по течению Оби (В.А. Зубаков, Г.М. Левковская, 1969) вскрывает песчаный аллювий III террасы, врезанный в диамикты салехардской свиты у р. Пяк-Яха (рис. 1). Линзы торфа мощностью до 1 м дали южно-таежные спорово-пыльцевые спектры и ¹⁴С дату более 57 тыс. лет назад [Зубаков, 1972]. По нашим сборам из пяк-яхинских торфяников получены ¹⁴С даты ≥ 50,4, 44,7 и 43,9 (табл. 2), а из аллювиальных песков здесь и в соседнем обнажении у р. Пичугуй-Яха - OSL даты 138 ± 11, 137 ± 9, 133 ± 11 и 125 ± 10 тыс. лет назад [Астахов и др., 2004; 2007]. Эти данные подтверждают принадлежность аллювия III террасы к последнему межледниковью [Зубаков, 1972]. Шурышкарский торфяник лежит поверх хашгортской морены С.А. Архипова, а последняя - на вскрытых бурением морских слоях с казанцевскими фораминиферами [Архипов и др., 1977]. Это означает средненеоплейстоценовый возраст морской толщи, а следовательно, ее «казанцевский комплекс» фораминифер c TL-датой 153 ± 15 тыс. лет назад [Архипов и др., 1992] не может указывать на поздненеоплейстоценовый возраст. Описанные С.А. Архиповым и др. [1977] элементы салехардской ледниковой толщи под названиями хашгортские, лохподгортские, салехардоувальские и харсоимские слои, залегающие поверх казанцевских фораминифер, подстилают межледниковые торфяники и могут быть только средненеоплейстоценовыми. Единственную конечную ¹⁴С дату 36,4 тыс. лет назад из харсоимских глин [Архипов и др., 1977] надо считать омоложенной.

Верхний ледниковый комплекс. Последний ледниковый цикл представлен сангомпанской свитой. Ее нижняя толща сложена речными или эстуарными песками с остатками лесной флоры, принесенными Обью с юга. Верхняя немая толща ритмитов мощностью до 30 м (явный след внутридолинного подпрудно-ледникового озера) вверх по течению Оби от Сангомпана (рис. 1) грубеет и утоняется до 3- 5 м [Архипов и др., 1980; Astakhov, 2006].

Подошва ритмитов обычно резкая, но без размыва, свидетельствует о внезапном затоплении долины Оби тихой водой. Однако в сангомпанском разрезе вблизи уровня моря можно наблюдать постепенную смену горизонтальнослоистых песков глинистыми лентами, которые постепенно сгущаются вверх по разрезу и переходят в типичную ленточную глину [Astakhov, 2006, рис. 4]. Именно датировки этих песков определяют нижний возрастной предел последнего приледникового озера. В первую очередь это серия из 4 OSL дат сангомпанского разреза в интервале 93-80, среднее значение 85 тыс. лет назад (рис. 2). В Аксарке аналогичные пески дали несколько запредельных ¹⁴C возрастов (в том числе из псевдоморфоз) и OSL даты 84 ± 10 и 97 ± 8 тыс. лет назад (табл. 1 и 2).

Несколько моложе оказались подстилающие ритмит пески в Питляре (среднее 78 тыс. лет назад) и лессовидные алевриты на Игорской Оби (среднее 79 тыс. лет назад) [Назаров, 2007, таблица]. С этим согласуются OSL возрасты 75 и 72 тыс. лет назад из опесчаненных верхов озерно-ледниковой толщи в Питляре. Лессовидный облик пород с псевдоморфозами на Игорской Оби и OSL даты менее 100 тыс. лет из подритмитных песков (рис. 2) дают основание думать, что под перигляциальным покровом лежит интерстадиальный аллювий, затопленный подпрудным озером около 80 тыс. лет назад [Astakhov, 2006]. Следовательно, полученные ранее из него ¹⁴С даты 43 и 34 тыс. лет назад для Игорской Оби (С.А. Архипов, 1997) и 28,6 тыс. лет назад в Аксарке [Архипов и др., 1977] надо считать омоложенными, что подчеркивается и нашей ¹⁴С датой 28 тыс. лет назад из подошвы покровного слоя Аксарки [Астахов и др., 2004].

Свежие субширотные морены, отмечающие ледниковую подпруду, появляются лишь в 60- 70 км к северу от Полярного круга (гряда Сопкей, рис. 1) [Астахов, 1981; Astakhov, 2006]. Южнее сопкейского моренного пояса разрез равнин венчается слоем палевых лессовидных алевритов, реже эоловых песков, укрывающим все элементы рельефа. OSL возраст покровного слоя от 30 (Сангомпан) до 18 тыс. лет назад (Аксарка) (рис. 2). Его корреляция с пиком глобального похолодания МИС 2 подтверждается многими ¹⁴С датами - от 28 в основании покровного слоя Аксарки до 12 тыс. лет назад в верхней погребенной почве Шурышкар (табл. 2). Отсутствие оледенения в это время, помимо тонкого состава покровного слоя, подчеркивается и находками костей мамонтовой фауны с ¹⁴С возрастом 25, 17,5, 16,4 и 15,5 тыс. лет назад [Астахов и др., 2004].

ПОЛУОСТРОВ ЯМАЛ. Маловалунные диамикты и ритмиты типа салехардской свиты здесь известны по скважинам. Основание видимого разреза Западного Ямала у полярной станции Марресале представлено марресальской свитой слоистых алевритов без морской фауны. В нее врезаны мелкие долинки, выполненные лабсуйяхинскими песками с обломками древесины и оленьих рогов [Forman et al., 2002]. Вышележащие «карский диамиктон» и гляциотектонит с блоками глетчерного льда кое-где прикрыты немыми ленточными глинами и алевропесчаными ритмитами ледниково-озерного облика [Каплянская и Тарноградский, 1982].

Севернее 70° с.ш. глетчерный лед вместо ленточных глин часто перекрыт массивными алевроглинами с редкими раковинами обитателей высокоарктических опресненных морей Portlandia arctica Gray, которые С.Л. Троицкий (1976, 1979) считал гляциально-морскими осадками позднеледниковой ингрессии.

Рыхлые перевеянные пески лежат на поверхности по всему полуострову, в понижениях замещаясь льдистыми лессовидными алевритами. Последние лучше всего изучены в устье р. Сеяха (рис. 1), где 20-метровая толща, прослоенная моховым войлоком, дала последовательную серию из 14 дат в интервале от 37 до 17 ¹⁴С тыс. лет назад (рис. 2) [Васильчук, 1992]. Ю.К. Васильчук счел сеяхинскую толщу морской. Этому противоречит монотонный крупноалевритовый состав, указывающий на однообразные условия седиментации. Отложение в течение 20 тыс. лет одного алеврита без признаков других фракций немыслимо в мелководной среде с волнением и течениями, но вполне обычно для навеянных толщ. Субаэральное происхождение сеяхинской толщи подчеркивают длинные сингенетические ледяные жилы, пояски сегрегационного льда и остатки тундровых мхов. Кислородно-изотопный анализ древних жильных льдов показал среднегодовые температуры на 3-6 °С, а зимние даже на 6-10 °С ниже современных. По остальным берегам Сибири в этом возрастном и гипсометрическом интервале морских отложений не обнаружено [Svendsen et al., 2004].

Межледниковый репер. Некоторые авторы на основании лесных спорово-пыльцевых спектров к последнему межледниковью относили марресальскую свиту. Другие считали ее дочетвертичной [Капланская и Тарноградский, 1982]. Врезанные в нее подморенные лабсуйяхинские пески с древесиной и оленьими рогами похожи на пяк-яхинские слои Надымской Оби. Поэтому, а также из-за ¹⁴С возраста куска древесины более 55 тыс. лет В.А. Зубаков [1972] отнес западноямальские подморенные пески к последнему межледниковью.

На востоке Ямала в подморенной позиции находят слои с раковинами бореальных моллюсков и фораминифер [Левчук, 1984], но в литературе имеются лишь видовые списки при отсутствии стратиграфических описаний. Попытки реконструкции межледниковых морей по разрозненным находкам бореальных фораминифер [Gusskov & Levchuk, 1999] трудно принять, поскольку, как указано выше, т.н. казанцевский комплекс микрофауны залегает гораздо ниже межледникового аллювия и не может служить признаком верхнего неоплейстоцена.

Таким образом, возраст отложений под верхним ледниковым комплексом не доказан. Ясно, что они древнее сангомпанских слоев, но неясно, насколько.

Верхний ледниковый комплекс. На основании конечных значений ¹⁴C возраста (31-42 тыс. лет назад) в лабсуйяхинских песках вышележащий карский диамиктон с массивными льдами и отторженцами песка долго относили к 4-й ступени верхнего неоплейстоцена. Однако теперь эти даты признаны омоложенными, так как в Марресале (рис. 1) тот же возраст получен по хорошо согласующимся IRSL и ¹⁴C датам из озерно-болотных и эоловых слоев, кроющих карский диамиктон [Forman et al., 2002]. Они не оставляют сомнения в том, что морена последнего оледенения Западного Ямала была отложена ранее 45 тыс. лет назад.

Наиболее важны даты из варьяхинских озерно-болотных линз, отделяющих льдистую морену от вышележащей толщи эоловых и флювиальных песков и алевритов с крупными клиньями повторно-жильных льдов [Forman et al., 2002, рис. 2]. Спорово-пыльцевой анализ показал лишь незначительное смягчение резко континентального климата перигляциальной тундростепи в варьяхинское время [Andreev et al., 2006]. 11 AMS ¹⁴С и 5 IRSL дат согласно указывают, что этот интерстадиал случился в интервале 45-35 тыс. календарных (33–28 тыс. ¹⁴С) лет назад [Forman et al., 2002].

Этот результат согласуется с OSL датами Южного Ямала из разреза на р. Ерката (рис. 1). Здесь ленточные глины, срезающие дислоцированный глетчерный лед, перекрыты озерными (или морскими) песками с взбегающей рябью, OSL возрасты которых 72 ± 5 и 63 ± 4, а вышележащих эоловых песков - 65 ± 5 и 59 ± 4 тыс. лет назад [Астахов и др., 2007; Astakhov, 2006] (табл. 1, рис. 2). Эти данные подтверждают корреляцию последнего оледенения Ямала со 2-й ступенью общей шкалы.

В верхах марресальского разреза от 35 до 13 тыс. лет назад господствовала типично перигляциальная, засушливая обстановка с ростом жильных льдов и эоловой седиментацией [Forman et al., 2002]. Лакуна в интервале 30-20 тыс. лет назад восполняется в сеяхинской толще Восточного Ямала, где 15 последовательных ¹⁴С дат в устье Сеяхи (рис. 1, 2) покрывают интервал от 37 до 11 тыс. лет [Васильчук, 1992]. В это же время продолжалось формирование аллювия в долине р. Юрибей, где получена серия из 6 ¹⁴С дат от ≥ 29,8 до 8,9 тыс. лет назад (Ямб-Ярато и Таси-тосе на рис. 1 и в табл. 2). На уровне ниже 28 тыс. ¹⁴С лет, кроме несколько большего содержания остатков тундровых мхов и трав, нет признаков смены седиментационного режима, что не исключает образования варьяхинских озерно-болотных линз в результате временного оживления термокарстового процесса. Смягчение климата не было значительным, поскольку прекрасно сохранились мерзлые трупы мамонтят Маши, 39 [Томирдиаро и Тихонов, 1999] и Любы, 41,9 тыс. лет назад [Косинцев, 2008] (рис. 1).

ТАЗОВСКИЙ И ГЫДАНСКИЙ ПОЛУОСТРОВА. Аналогично разрезам Нижней Оби, основание видимой толщи четвертичных отложений на Тазовском п-ове и юге Гыданского сложено среднеплейстоценовыми осадками ледникового комплекса [Каплянская и Тарноградский, 1975; Назаров, 2007].

В сибирских стратиграфических схемах 1990 и 2000 гг. принята концепция распространения позднечетвертичных ледников к югу от Полярного круга [Архипов и др., 1977; 1980]. К югу от Гыданской гряды и на большей части Тазовского п-ова следов покровного оледенения на поверхности нами не обнаружено. Здесь развиты песчаные равнины двух уровней: 25-30 и 40- 50 м на цоколе из основной морены и озерно-ледниковых ритмитов. Предшественники относили эти пески либо к казанцевскому [Сакс, 1953], либо к каргинскому горизонтам [Авдалович и Биджиев, 1984]. В пределах высокого уровня нами изучены две фациально отличные друг от друга морские толщи. Терраса с отметками 25- 30 м сложена флювиальными песками, алевритами и глинами с редкими линзами торфа.

Межледниковый репер. Ледниковая толща среднего неоплейстоцена перекрыта с угловым несогласием нямсинской морской толщей мощностью 35- 40 м [Назаров, 2007], вскрытой в обрыве северного берега Тазовского п-ова (рис. 1, 2). Многочисленные субвертикальные ходы моллюсков свидетельствуют о прижизненном захоронении в нямсинской толще раковин двустворчатых и гастропод, включая теплолюбивые виды Buccinum undatum L., Macoma baltica L., Modiolus sp., Mytilus edulis L., Natica clausa Brod. et Sow. и Pholas crispata L. Из нямсинской морской толщи нами ранее получены 6 OSL дат [Назаров, 2007], позднее еще 11 (табл. 1), всего 17 OSL дат в интервале 114-152 тыс. лет (рис. 2) со средним значением 134 тыс. лет, т.е. несколько древнее возраста МИС 5е, но в пределах стандартного отклонения.

На юго-западе Гыдана и на западе Тазовского п-ова тот же уровень сложен паютинской толщей песков с прослоями глинистых алевритов и растительным войлоком мощностью до 45 м [Назаров, 2007]. Фациальная архитектура и осадочные текстуры типичны для морского мелководья. В обнажениях Седэ-Яха (табл. 1), Белая Яра, Нюнтеда-Яха и у пос. Ямбург [Назаров, 2007, таблица] получены 14 OSL дат в интервале 96-167 тыс. лет. Единственная ¹⁴С дата 30 010 ± 210 лет (ЛУ-1400), полученная А.С. Лавровым из базального горизонта в основании морской паютинской толщи [Astakhov, 1998], очевидно омоложена. Обе толщи, паютинская и нямсинская, геохронометрически попадают в интервал МИС 5е - конец МИС 6. Несмотря на удревненный OSL возраст, седиментологические признаки заставляют нас предполагать их отложение в едином морском бассейне начала позднего неоплейстоцена.

OSL даты позволяют синхронизировать морские толщи с шурышкарским торфяником (Шур-1 на рис. 1, 2) и аллювием высокой террасы Нижней Оби (Пяк-Яха и Пичугуй-Яха на рис. 1, 2). В низовьях Енисея ее аналоги - морские каргинские слои с ЭПР датой 121,9 (С.А. Архипов, 1990) и малохетский аллювий с OSL датами 100-112 тыс. лет [Астахов и Мангеруд, 2005].

Верхний ледниковый комплекс. В региональных стратиграфических схемах последнее оледенение этого района считалось синхронным с 4-й ступенью общей шкалы и МИС 2. Главное основание - серия конечных радиоуглеродных дат из подморенного межледникового аллювия в стратотипе на р. Малая Хета [Кинд, 1974; Троицкий, 1967] (рис. 1). Недавно выяснилось, что этот каргинский аллювий древнее 80 тыс. лет, а значит, не может служить доказательством молодого возраста последнего ледникового покрова [Астахов и Мангеруд, 2005]. Решающее свидетельством того, что верхний ледниковый комплекс Гыдана и Таймыра древнее МИС 2 - находки в поверхностных отложениях типа болотных линз неразложенных остатков мамонтов с ¹⁴C датами от 36 до 17 тыс. лет назад (Г1, Г2, Г3, Т1, Т2 на рис. 1).

Следы последнего оледенения в изобилии встречаются вдоль гребня Гыданской гряды в виде залежей реликтовых глетчерных льдов [Пластовые льды…, 1982; Astakhov, 2006], например, давно известный пласт льда с лежачей складкой на р. Тадибе-Яха - ТЯ (рис. 1). Сланцеватый глетчерный лед с абляционной покрышкой из глинистого диамиктона описан нами и в основании 25-метровой террасы р. Юрибей (Юрибей-2 на рис. 1, 2). Вышележащие озерные осадки перекрыты флювиогляциальными песками с наклоненными к югу диагональными сериями [Назаров, 2007]. Средний по шести образцам OSL возраст водно-ледниковых песков равен 63 тыс. лет (табл. 1). Это несколько ниже OSL возраста подпрудных ритмитов Нижней Оби (Сангомпан, Игорская Обь, Питляр и Шур-2 на рис. 1, 2), что можно отнести на счет задержанной дегляциации в арктическом климате. Таким образом, последнее покровное оледенение севера Гыдана произошло после тепловодной морской трансгрессии, но не позднее 60 тыс. лет назад.

К югу от Гыданской гряды и на Тазовском п-ове водно-ледниковым осадкам Юрибея соответствуют флювиальные пески Мыса Наблюдений с OSL возрастами 77 и 74 и ¹⁴C датами 40,2 и ≥ 47,5 тыс. лет (рис. 1, 2). Согласно OSL и ¹⁴C датировкам аллювий надпойменных террас был сформирован в интервале 37-24 тыс. лет назад (Таб-Яха [Назаров, 2007, таблица] и Пойлова-Яха на рис. 1, 2 и в табл. 1, 2). В правом берегу р. Юрибей к востоку от оз. Парисен-То вскрыта 18-метровая толща песков, глин и алевритов с большим количеством намывного растительного детрита и прослоями торфа с ¹⁴C датами 32 600 ± 1300 (ГИН-2026) и 34 500 ± 1000 (ГИН-2027) лет назад [Авдалович и Биджиев, 1984]. На континентальные условия предыдущего интервала указывают находки костей мамонтовой фауны на побережье Тазовской губы с ¹⁴C датами 44 ± 1,8, 41,4 ± 1,3 и ≥ 44,8 тыс. лет [Назаров, 2007] (табл. 2). Ближайший аналог этих отложений - «холодный», без древесных остатков аллювий полойской террасы Нижнего Енисея (рис. 1, 2), который дал два согласующихся ряда OSL и ¹⁴C дат в интервале от 55 до 27 тыс. лет [Астахов и Мангеруд, 2007]. Таким образом, признаки смягчения климата в виде болотных фаций и мамонтовой фауны относятся к 3-й ступени (МИС 3).

Последний, самый морозный и сухой интервал позднего неоплейстоцена на Гыдане зафиксирован прерывистым покровом палевых алевритов с длинными жилами сингенетических льдов, встречающимся как на междуречьях, так и на террасах. Такие алевриты известны и на северной оконечности Гыдана [Васильчук, 1992]. В покровном слое, как и на Оби, часто встречаются остатки мамонтовой фауны. Больше всего датированных костей мамонта найдено на р. Юрибей (Л на рис. 1) Кости из едомной толщи на отметках около 35 м дали ¹⁴C даты 18 380 ± 700 (МГУ-1049) и 16 520 ± 550 (МГУ-1019), а из покровного алеврита на другом берегу Юрибея 17 100 ± 600 (МГУ-1020), 16 830 ± 670 (ВСЕГИНГЕО-16-9-85) и 16 680 ± 500 (МГУ-1047) [Болиховский, 1987]. К тому же этапу относятся мамонтовая кость у оз. Парисен-То 17 500 ± 300 (ГИН-7576) и трупы мамонтов, изученные на Юрибее (10 000 ± 30 лет назад, [Сулержицкий, 1995]; Г4 на рис. 1) и Монгоче-Яхе (16 990 ± 70 лет назад [Gilbert et al., 2007]; Г3 на рис. 1). Мамонтовая кость с ¹⁴C возрастом 18710 ± 110 лет назад (табл. 2), подобранная нами у подножия обнажения Нюнтеда-Яха на берегу Тазовской губы, видимо, также вымыта из венчающего разрез покровного слоя.

ВЫВОДЫ. Твердо установлено положение главного термомера верхнего неоплейстоцена на севере Западной Сибири. В этот межледниковый горизонт входят шурышкарский торфяник, пяк-яхинский аллювий, нямсинская и паютинская морские толщи на Тазовском и Гыданском п-овах, каргинские морские и аллювиальные слои Нижнего Енисея (табл. 3). Это межледниковье примерно синхронно с МИС 5, вероятно, подстадии МИС 5e (130-117 тыс. лет назад), хотя разброс датировок от 160 до 100 тыс. лет назад формально не позволяет сузить корреляционный интервал. Главный термомер можно отнести только к 1-й ступени неоплейстоцена общей стратиграфической шкалы.

На уровне 100 тыс. лет назад к востоку от Урала уже господствовала перигляциальная обстановка, которая около 90-80 тыс. лет назад завершилась наступанием ледников с Карского шельфа до 67-68° с.ш. и образованием подпрудных озер. Первый криомер представлен перигляциальными песками и алевритами и осадками ледникового комплекса (табл. 3). Распад этого ледникового покрова на Гыдане зафиксирован зандрами с OSL возрастом 69-55 (среднее 63) тыс. лет назад.

Горизонт относительного смягчения климата прослеживается фрагментарно на уровне 50-28 тыс. лет назад среди субаэральных отложений тундростепи. Он проявлен в торфянистых прослойках перигляциального покрова типа варьяхинской пачки и в аллювии II террасы (табл. 3). К этому интервалу относятся многие находки костей и трупов мамонтов (рис. 1). Холодный варьяхинский интерстадиал случился гораздо позже отложения тепловодной каргинской толщи Нижнего Енисея [Сакс, 1953], которой долгое время ошибочно приписывался возраст 3-й ступени [Кинд, 1974].

Наиболее распространены отложения последнего горизонта плейстоцена, отмечающего сухой и очень морозный климат от 28 до 12 тыс. радиоуглеродных (33-13 тыс. календарных) лет назад. В нем отсутствуют признаки поверхностного оледенения.

Новые геохронометрические данные показывают, что большинство утвержденных региональных горизонтов верхнего неоплейстоцена Западной Сибири малопригодны для корреляционных целей. Необходима модернизация стратиграфической схемы с надежной хронометрической привязкой стратотипов.

Изложенные результаты получены при исследованиях по российско-норвежскому проекту ICEHUS, финансируемому Норвежским советом по науке. Авторы благодарны В.Г. Штро, Т.В. Струковой (ИЭРиЖ УрО РАН) и А.Д. Матюшкову (ВСЕГЕИ) за помощь в полевых работах.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Авдалович С.А., Биджиев Р.А. Каргинские морские террасы на севере Западной Сибири и проблема сартанского оледенения // Изв. АН СССР. Сер. геогр. 1984. №1. - С. 89-100.

2. Арсланов Х.А., Максимов Ф.Е., Кузнецов В.Ю. и др. Бедоба - опорный разрез казанцевского горизонта в Центральной Сибири // Докл. РАН. 2004. Т. 396. № 6. - С. 796-799.

3. Архипов С.А., Астахов В.И., Волков И.А. и др. Палеогеография Западно-Сибирской равнины в максимум позднезырянского оледенения. - Новосибирск: Наука, 1980. - 109 с.

4. Архипов С.А., Вотах М.Р. Гольберт А.В. и др. Последнее оледенение в Нижнем Приобье. - Новосибирск: Наука, 1977. - 214 с.

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

6. Астахов В.И. Новые данные о деятельности позднеплейстоценовых карских ледников в Западной Сибири // Тр. Ин-та геологии и геофизики СО АН СССР. Т. 494. 1981. - С. 34-41.

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

8. Астахов В.И., Арсланов Х.А., Максимов Ф.Е. и др. Возраст межледникового торфяника на Нижней Оби // Докл. РАН. 2005. Т. 401. №1. - С. 95-99.

9. Астахов В.И., Мангеруд Я. О возрасте каргинских межледниковых слоев на Нижнем Енисее // Докл. РАН. 2005. Т. 403. № 1. - С. 63-66.

10. Астахов В., Мангеруд Я. О геохронометрическом возрасте позднеплейстоценовых террас на Нижнем Енисее // Докл. РАН. 2007. Т. 416. № 4. - С. 509-513.

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

12. Болиховский В.Ф. Едомные отложения Западной Сибири // Новые данные по геохронологии четвертичного периода. - М.: Наука, 1987. - С. 128-135.

13. Васильчук Ю.К. Изотопно-кислородный состав подземных льдов (опыт палеокриологических реконструкций). - М., 1992. Т. 1. - 420 с.

14. Гейнц А.Е., Гарутт В.Е. Определение абсолютного возраста ископаемых остатков мамонта и шерстистого носорога из вечной мерзлоты Сибири при помощи радиоактивного углерода (C¹⁴) // Докл. РАН. 1964. Т. 154. №6. - С. 1367-1370.

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

16. 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.: ВГО, 1975. - С. 53-95.

17. Каплянская Ф.А., Тарноградский В.Д. Ледниковые образования в районе полярной станции Марресале на п-ове Ямал // Тр. ВСЕГЕИ. Нов. серия. 1982. Т. 319. - С. 77-85.

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

19. Косинцев П.А. Мамонтовая фауна реки Юрибей (полуостров Ямал) // Биота Северной Евразии в кайнозое. Вып. 6. - Екатеринбург-Челябинск: Ин-т экологии растений и животных УрО РАН, 2008. - С. 147-157.

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

21. Левчук Л.К. Биостратиграфия верхнего плейстоцена севера Сибири по фораминиферам. - Новосибирск: Наука, 1984. - 128 с.

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

23. Пластовые льды криолитозоны. - Якутск: Ин-т мерзлотоведения, 1982. - 140 с.

24. Сакс В.Н. Четвертичный период в Советской Арктике // Тр. НИИГА. Т. 77. - Л.-М.: Изд-во Министерства морского и речного флота СССР, 1953. - 627 с.

25. Сулержицкий Л.Д. Черты радиоуглеродной хронологии мамонтов (Mammuthus primigenius) Сибири и севера Восточной Европы // Тр. ЗИН РАН. 1995. Т. 263. - С. 163-183.

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

27. Троицкий С.Л. Новые данные о последнем покровном оледенении Сибири // Докл. РАН. 1967. Т. 174. №6. - С. 1409-1412.

28. Andreev A.A., Forman S.L., Ingуlfsson У., Manley W.F. Middle Weichselian environments on western Yamal Peninsula, Kara Sea, based on pollen records // Quat. Res. 2006. Vol. 65. - P. 275-281.

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

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

31. Forman S.L., Ingуlfsson O., Gataullin V. et al. Late Quaternary stratigraphy, glacial limits, and paleoenvironments of the Marresale area, western Yamal Peninsula, Russia // Quat. Res. 2002. Vol. 57. - P. 355-370.

32. Gilbert M.T.P., Tomsho L.P., Rendulic S. et al. Whole-genome shotgun sequencing of mitochondria from ancient hair shafts // Science. 2007. Vol. 317. - P. 1927-1930.

33. Gusskov S.A., Levchuk L.K. Foraminiferal complexes and palaeooceanographic reconstructions of the Middle and Late Pleistocene interglacial basins in the North of Siberia // J. of Geol. Sci. Czech Geol. Survey. 1999. Vol. 23. - P. 125-132.

34. Svendsen J.I., Alexanderson H., Astakhov V.I. et al. Late Quaternary ice sheet history of Northern Eurasia // Quat. Sci. Rev. 2004. Vol. 23. N 11-13. - P. 1229-1271.