Геологическое и палинологическое изучение опорных разрезов кайнозоя в низовьях Яны и Колымы дало возможность установить четкую хронологическую последовательность ряда палеогеографических событий второй половины палеогена и неогена [1-3], в частности выявить два глубоких похолодания в начале и в конце олигоцена. Сравнение опубликованных материалов с последовательностью событий, выявленной в опорных разрезах, дало возможность уточнить положение отраженных в этих материалах изменений климата в глобальной последовательности палеоклиматов и показало широкое развитие на северо-востоке Азии следов пессимумов климата. Здесь мы рассмотрим характер растительности в пессимум начала олигоцена и некоторые палеогеографические, особенно палеоклиматические события, отраженные в составе растительности и строении разреза отложений того возраста. Поскольку стратиграфия обсуждаемых разрезов и обоснование хронологической последовательности палинокомплексов опубликованы [1-3 и др.], здесь обоснование хронологии изменения растительности и реконструируемых по ним изменений климата не приводится.

Климатический оптимум палеогена на северо-востоке Азии относится к середине эоцена [3,4 и др.]. Для второй половины позднего эоцена ряд последовательно сменяющих друг друга палинокомплексов [1, 2 и др.] отражает постепенное похолодание и обеднение растительности, хотя леса по-прежнему остаются в основном полидоминантными широколиственными. Наиболее молодые слои верхнего эоцена в низовьях Колымы [2] и на о. Айон [5] отличаются обилием, иногда преобладанием, пыльцы голосеменных, преимущественно сосновых. Наряду с хвойными велика роль лиственных лесов, сохранивших еще много разнообразных реликтов середины эоцена. Климат был теплоумеренным, довольно влажным.

Переходные слои от эоцена к олигоцену детально изучены в низовьях Колымы [2]. Накапливались они в условиях активных тектонических поднятий. Одновозрастные толщи в низовьях Яны и на севере Чукотки (рис. 1) представлены песчано-галечными, а на Колыме и валунно-галечными отложениями. В их палиноспектрах устойчиво преобладают голосеменные, а среди них - темнохвойные. Вероятно, в горах в это время формировался пояс темнохвойных лесов, преимущественно еловых с большой примесью гаплоидных сосен и тсуг. Из состава этих лесов почти полностью выпадают Cedrus, Dacridium, Podocarpus и другие термофилы.

Среди покрытосеменных почти вдвое по сравнению с предыдущим этапом увеличилось количество мелколиственных пород. И хотя термофилов еще много (6-25, обычно 15%, a Betula + Alnus 6-12%, здесь и далее - процент от общей суммы пыльцы и спор), представлены они в основном листопадными грабами, вязами, буками и т.п. Вечнозеленые дубы, магнолии, ликвидамбры, протейные и другие реликты середины эоцена единичны. Выпадают казуарины, лорантовые и ряд других реликтов субтропиков. Леса становятся преимущественно листопадными. Несмотря на горный рельеф, в палиноспектрах увеличивается количество спор сфагнов. Это наряду со значительной (2,5-9%) ролью болотного кипариса и разнообразием влаголюбивых покрытосеменных (Sparganium, Nelumbo, Planera, Nyssa и др.) свидетельствует о высокой влажности. Количество термофильных покрытосеменных нестабильное (рис. 1). Со вторым пиком их уменьшения связано увеличение в 2-4 раза количества пыльны Ericales и в 2-3 раза Myrica. Это позволяет предполагать формирование (вероятно, в горах?) открытых пространств, занятых верещатниками.

Следующий этап связан с началом раннего олигоцена. Пески, иногда с галечниками, в самых низах этих слоев вверх по разрезу на Колыме и севере Чукотки сменяются угленосными глинами и суглинками, свидетельствующими о слабом расчленении рельефа, хотя невысокие горы, как видно из состава растительности, вероятно, сохранялись. В Приохотье (Кавинская впадина) состав отложений [3] также не позволяет предполагать в это время развитие сильно расчлененного рельефа.

Несмотря на небольшую продолжительность этапа (лишь начало раннего олигоцена), палиноспектры меняются часто и сильно с тенденцией к обеднению (рис. 1), вызванному прогрессировавшим похолоданием. Доминирует пыльца то голосеменных, то покрытосеменных, увеличивается роль спор (6-31%), в частности за счет появления зеленых мхов. Среди голосеменных стало мало таксодиевых (0,4-1,8%), очень редки Cedrus и Podocarpus. Резко увеличивается роль сосен, появляется лиственница. Наряду с темнохвойными, елово-тсуговыми получили развитие светлохвойные леса. Среди покрытосеменных количество термофилов непостоянно, обычно до 10-12%, и вверх по разрезу сильно уменьшается (рис. 1). Преобладают Alnus + Betula (до 23,6%, на Каве до 30%), а среди термофилов - наименее требовательные в отношении тепла Myrica, Carpinus, Corylus, Juglans и др. С середины этапа появляются и достигают значительных количеств (до 5%) ольховник, а на Каве и кустарниковые березы (до 1-2%). В самом начале этапа выпадают Engelhardtia, Celtis, Zelkova, Iiquidambar, Hamamelis; позже - Corylopsis, Planera, Platycarya и др. Одновременно с обеднением флоры возрастает роль бореальных элементов.

Сфагновые и зеленомошные ассоциации с кустарниковыми формами ольхи и березы вряд ли экологически совместимы с ниссой, болотным кипарисом, платикарией, стеркулией и другими редкими в это время реликтами эоцена. Вероятно, первые составляли растительность верхнего пояса плоскогорий. (Чтобы оценить роль кустарниковой ольхи и березы в верхнем поясе, напомним, что в северной гипоарктической тундре Чукотки субрецентные спектры редко содержат более 5-10% Alnaster от общей суммы пыльцы и спор. Мы же обсуждаем палиноспектры низменного побережья, куда через пояс горных хвойных лесов проникало мало пыльцы растений верхнего пояса. Поэтому содержание последних в количестве даже первых процентов может свидетельствовать о широком их распространении в верхнем поясе растительности гор.). Ниже произрастали темнохвойные елово-тсуговые леса с лиственницей у верхней границы леса. У подножий гор, в долинах и на водоразделах распространялись смешанные хвойно-мелколиственные леса, в отдельных убежищах переживали пессимум реликты эоцена. Подтверждением существования горного рельефа в начале олигоцена может служить присутствие на нижней Колыме, Чукотке, в обрамлении Кавинской впадины и т.д. характерных для горных местообитаний форм: Cedrus, Tsuga, Keteleeria, Pterocarya, Ostrea и др. Обращает на себя внимание в пиках-минимумах термофилов (рис. 1) одновременное увеличение количества Myrica и Ericales на нижней Колыме соответственно до 10 и 14%, до 5,5 и 12-16%, а в Приохотье даже до 5-7 и 43%. Видимо, мириково-вересковые ассоциации во время относительных похолоданий играли в растительном покрове существенную роль, особенно на юге региона. Верещатники с наиболее неприхотливыми видами мирики в настоящее время распространены на севере Европы (Швеция, Норвегия) до Северной Двины на востоке [6]. Широкое развитие верещатников с мирикой позволяет предполагать океанический климат, подобный современному североевропейскому, как в низовьях Колымы, так и в Кавинской впадине. Наличие (хотя и очень мало) в палиноспектрах того времени, кроме обилия мирики, родов, приспособленных к морскому климату (Sciadopitys, Platycarya, Pterocarya и др.), подтверждает это предположение. Независимым подтверждением прибрежно-морских условий на нижней Колыме в раннем олигоцене являются геохимические данные [7].

Вероятно, во время этой трансгрессии возникала связь Тихого океана с Арктическим. В высоких широтах Арктики формировались в этот период мощные льды, которые проникали к югу до 50° с.ш., - следы ледового разноса в донных осадках начала олигоцена отмечаются М.Я. Серовой до Сахалина [8]. Характер растительности того времени около 60-70° с.ш. (низовья Колымы - Приохотье) позволяет предполагать возможность замерзания отдельных районов Тихого океана у его северного побережья. Однако с более сильным похолоданием в конце олигоцена не связано появление в разрезе ледово-морских фаций. Это не позволяет относить происхождение ледово-морских отложений раннего олигоцена за счет местного ледового разноса и заставляет предполагать арктическое его происхождение.

О глубине климатического пессимума в начале олигоцена можно судить по сравнению его с климатами оптимумов в середине эоцена и олигоцена. В середине эоцена (тастахское время) на северо-востоке Якутии до 71° с.ш. климат был близок субтропическому. «Среднегодовые температуры здесь были не менее 15-19 °С, а годовая сумма осадков, возможно, превышала 2000 мм. Климат отличался мягкостью и отсутствием даже кратковременных похолоданий» [9], современные аналоги его вероятны на Тайване, в Южном Китае, Майами и Австралии. В оптимум середины олигоцена (омолойское время) растительный покров северо-востока Азии мог быть похожим на смешанные мезофитные или на смешанные широколиственные листопадные леса п-ова Корея, Китая и Японии в пределах среднегодовых изотерм 10-13 °С [4]. В самом начале раннего олигоцена при значительном еще разнообразии субтропических реликтов на северо-востоке Азии, видимо, сохранялся теплоумеренный климат. В пессимум же раннего олигоцена более вероятны среднегодовые температуры около 5-6 °С при сумме осадков 500-600 мм по аналогии с северо-восточной частью современного ареала верещатников Европы. Климат приближался к холодно-умеренному. В верхнем поясе гор, представленном ассоциациями кустарниковых форм ольхи и берез, среднегодовые температуры были существенно ниже. При этом, учитывая низкогорный характер рельефа, приходится предполагать существенную депрессию хионосферы. Наибольшее похолодание устанавливается у границы размыва (рис. 1). Начало потепления после пессимума попадает в глубокий хиатус. Это позволяет допускать, что изученный пессимум не является максимальным. Однако и с выявленным похолоданием связано начало формирования альпийского пояса растительности: возникла вертикальная поясность и выше пояса темнохвойных лесов даже в низкогорье появились открытые пространства. Климатические показатели на северо-востоке Азии около 60-70° с.ш. позволяют допускать в это время и возникновение пояса альпийской растительности в высокогорье. Однако прямых данных о его развитии в начале олигоцена для этого региона пока нет.

Похолодание, начавшееся в конце эоцена и достигшее максимума в раннем олигоцене, отмечается [8] на северо-западе Тихого океана по изменениям в составе фораминифер. Резкое похолодание на рубеже эоцена-олигоцена известно также в Средней и Западной Сибири вплоть до южных ее районов [8, 10], но здесь последовательность изменения палеоклиматов затушевана региональными особенностями палеогеографии. В позднем эоцене похолодание могло нивелироваться теплым эпиконтинентальным Западно-Сибирским морем, более тесно связанным с южными морями, чем с Арктикой. Поднятие на севере Западной Сибири в конце эоцена привело к полной изоляции моря от Арктики и усилило его отепляющее влияние. Резкое похолодание произошло лишь вслед за регрессией моря, на фоне которой терялась последовательность этапов ухудшения климата, прослеживаемая на северо-востоке Азии. Далее к западу история палеоклиматов во многом определялась связями Атлантического и Арктического океанов. На рубеже эоцена-олигоцена произошло частичное разрушение Фарерского порога [11]. Ограниченный водообмен Атлантики и Арктики через эпиконтинентальные моря Европы сменился более активным притоком теплых вод в западный сектор Арктики, что могло смягчить похолодание на рубеже эоцена-олигоцена в Исландии, Гренландии и на Шпицбергене. Поэтому на северо-востоке Азии это похолодание проявилось более ярко, хотя следы его в гумидной зоне северного полушария могут быть развиты довольно широко.

Возникновение горного оледенения в Антарктиде датируется по-разному. Согласно Д. Эндрюсу (1984), горные ледники только появились около 38 млн. лет назад в Трансантарктических горах и на хр. Гамбурцева. По другим данным, около 38 млн. лет назад ледники уже вышли к берегу [12] и в океане началось накопление айсберговых осадков, а горное оледенение в Антарктике развивается со среднего эоцена [13]. Во всяком случае, по составу фораминифер похолодание в Тихом океане на широте Калифорнии отмечается еще 45-42 млн. лет назад [14]. Так или иначе, а резкое похолодание на рубеже эоцена-олигоцена известно на юге Атлантики [15]; в связи с закрытием Тетиса нарушилось циркумэкваториальное течение, отмечено похолодание на экваторе; в Европе среднегодовые температуры достигали 7-10°С (современная 11 °С), а в Северном море 8-10 °С [13].

Хронологическое сопоставление всех этих событий с выявленным нами похолоданием на северо-востоке Азии затруднено недостаточной точностью датирования этих событий. Одно и тоже событие датируется то "около 38 млн. лет", то 35-40 млн. лет [13]. В пределах точности палиностратиграфии отнесение пессимума на северо-востоке Азии к началу раннего олигоцена еще более условно. Однако современные возможности позволяют с наибольшей долей уверенности признать первое резкое похолодание в олигоцене северо-востока Азии синхронным перечисленным событиям, т.е. считать его следствием того же глобального похолодания, которое в Антарктиде вызвало существенное расширение горно-долинного оледенения и выход его к океану. Крупнейшие региональные события (кратковременное открытие связей Арктического океана с Атлантическим и, возможно, с Тихим; начальные этапы формирования течения Западных ветров; тектонические события в Тетисе; прекращение связи эпиконтинентального моря Западной Сибири с Арктикой и т.п.), вероятно, могли лишь усилить или ослабить эффект этого похолодания.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Стрепетова З.В., Лаухин С.А. и др. - Изв. АН СССР. Сер. геол., 1981, № 7.

2. Лаухин С.А., Фрадкина А.Ф. - Там же, 1985, № 10.

3. Континентальные третичные толщи северо-востока Азии. Новосибирск: Наука, 1979.

4. Фрадкина А.Ф. Палинофлоры неогена северо-востока Азии. М.: Наука, 1983.

5. Белая Б.В., Терехова В.Е. Мат-лы по геологии и полезным ископаемым СВ СССР. Магадан, 1982, вып. 26.

6. Растительность земного шара. М.: Прогресс, 1974, т. 2.

7. Лаухин С.А., Патык-Кара Н.Г. - ДАН, 1985, т. 280, № 5.

8. Среда и жизнь на рубежах эпох кайнозоя в Сибири и на Дальнем Востоке. Новосибирск: Наука, 1984.

9. Биске С.Ф. Палеоген и неоген крайнего Северо-Востока СССР. Новосибирск: Наука, 1975.

10. Лаухин С.А., Кулькова И.А. Тр. ИГиГ СО АН СССР, 1979, вып. 396.

11. Талвани М., Удинцев Г.Б. В кн.: Геология дна мирового океана. М.: Наука, 1982.

12. Левитан М.А. Докл. XXVII МГК, коллоквиум ОЗ. М.: Наука, 1984.

13. Геологическая история океана. М.: Наука, 1980.

14. Barren J.A., Bukry D., Poore R.Z, - Micropaleontology, 1984, vol. 30, № 2.

            15. Muza J.P., Williams D.F., Wise S. W. - Antarct. J. US, 1983, vol. 18, № 5. 

Ссылка на статью:

Лаухин С.А. Первые следы климатов кайнозойского оледенения на северо-востоке Азии // Доклады АН СССР, 1986, Том 291, № 6, с. 1445-1449.