Глава 4

ПАЛЕОГЕОГРАФИЯ АРКТИЧЕСКИХ МОРЕЙ ЕВРАЗИИ – с. 93

     4.1. Мезозойская и раннекайнозойская история Арктического океана – с. 93

     4.2. Позднекайнозойская история арктических морей Евразии – с. 100

          4.2.1. Миоцен – с. 100

          4.2.2. Плиоцен – с. 108

          4.2.3. Плейстоцен – с. 111

          4.2.4. Голоцен – с. 118

ЛИТЕРАТУРА – с. 122

ПРИЛОЖЕНИЕ – с. 136 

Оцифровал текст – Артём Комаров

Введение

Арктический шельф Евразии является величайшим шельфом мира, его площадь составляет почти 1/3 часть всего Северного Ледовитого океана и интерес к его изучению возрастает с каждым годом. Работа посвящена истории палеогеографического развития арктических морей Евразии на основе биостратиграфических и экостратиграфических данных. Это первое обобщение по ископаемым и современным диатомеям арктических морей. Актуальность исследований определяется недостаточной палеонтологической обоснованностью стратиграфических схем и палеогеографических реконструкций, а также дискуссионностью многих вопросов стратиграфии и палеогеографии кайнозоя Севера Евразии.

Диатомовые водоросли - одноклеточные низшие растения - основной продуцент органического вещества в арктических морях и представляют одну из наиболее информативных палеонтологических групп, что обусловлено высокой степенью их филогенетической изменчивости в позднем кайнозое и строгой зависимостью распространения видов от экологических факторов.

Преимущества диатомовой стратиграфии, которая в последние годы стала одним из приоритетных направлений в изучении морских и океанических осадков, заключаются, в частности, в том, что она основана на планктонной группе диатомей, которые чрезвычайно обильны в арктических морях и в высоких широтах Северного полушария и принадлежат единой аркто-бореальной фитогеографической области, включающей северные районы Тихого и Атлантического океанов и Северный Ледовитый океан, что позволяет использовать разработанные диатомовые схемы для северных областей Тихого и Атлантического океанов в стратиграфических исследованиях арктических районов.

Интерес к палеогеографии полярных областей Земли определяется их значением в формировании климата планеты, как в настоящем, так и прошлом. Изменения уровня океана в кайнозое обусловливали соединение и разъединение Евразиатского и Североамериканского материков, которые оказывали значительное влияние на формирование морской и наземной фауны и флоры всего Северного полушария.

Анализ систематического состава и стратиграфического распространения видов диатомей в морских верхнекайнозойских отложениях материковой окраины Северной Евразии с позиций зональной диатомовой стратиграфии, проведенный впервые, позволил установить возраст ископаемых флор и вмещающих отложений, выделить этапы трансгрессивного развития морских бассейнов на севере Евразии и соединения Северного Ледовитого и Тихого океанов в позднем кайнозое. Палеогеографические реконструкции проводились с учетом данных других палеонтологических методов - палинологического, малакофаунистического, микрофаунистического. Для уточнения возраста отложений использовались радиоуглеродный, термолюминесцентный, палеомагнитный методы.

Работа в целом может быть разделена на три части. Первая (Глава 1) посвящена методическим вопросам диатомового анализа: рассмотрению основных достижений в области диатомовой стратиграфии морских и океанических осадков высоких и умеренных широт Северного полушария, возможности использования их в биостратиграфических исследованиях арктических районов, реконструкциям палеопродуктивности вод на основе ископаемых диатомовых ассоциаций, а также анализу современной морской диатомовой флоры Арктики и особенностям распределения диатомей в поверхностном слое донных осадков арктических морей в зависимости от гидрологических и седиментационных условий на шельфе. Данные исследования, проведенные впервые, являются методической основой био- и экостратиграфических исследований. Вторая часть (Главы 2 и 3) посвящена характеристике позднекайнозойских комплексов диатомей и палеогеографическим реконструкциям, основанным на выявленных био- и экостратиграфических критериях и эколого-биогеографической структуре ископаемых диатомовых комплексов. Третья (Глава 4) - истории палеогеографического развития арктических морей Евразии, в основу которой положены результаты микропалеонтологических исследований, проведенных автором.

Работа выполнена в лаборатории новейших отложений и палеогеографии плейстоцена географического факультета МГУ, руководимой профессором П.А.Каплиным, которому я, как и всему коллективу лаборатории, искренне признательна за повседневную поддержку и помощь.

Пользуясь случаем, я хочу поблагодарить коллег-диатомологов - В.В. Мухину, Г.X. Казарину, Г.И. Семину, И.В. Макарову, В.А. Николаева, Н.И. Стрельникову, Р.Н. Джиноридзе, Г.В. Степанову, Т.В. Орешкину, Э.П. Радионову, В.С. Гунову, чье дружеское внимание к моей работе в немалой степени способствовало её осуществлению. С особым чувством признательности вспоминаю моего учителя - З.В. Алешинскую и А.П. Жузе - основоположника палеогеографического направления в диатомологии в России.

Значительная часть материалов для диатомового анализа по донным осадкам арктических морей была любезно предоставлена мне сотрудником Института океанологии им. П.П. Ширшова РАН Ю.А. Павлидисом, которому я глубоко благодарна, как и другим коллегам-геологам из ИО РАН, ВНИИОкеангеология, географического и геологического факультетов МГУ за содействие в изучении материалов по арктическому шельфу Евразии.

Основная часть работы была написана к 1992 году, поэтому палеонтологические материалы, полученные в последние годы, но в целом не изменившие основные стратиграфические и палеогеографические построения, в данную работу не включены.

Работа завершена при финансовой поддержке Российского фонда фундаментальных исследований (проект 95-05-14563) и ГНТП. программа “Биологическое разнообразие России” (проект “Диатомовые водоросли арктических морей России”). Публикация монографии осуществлена при финансовой поддержке Российского фонда фундаментальных исследований (проект 96-05-78085).

ГЛАВА 1. МЕТОДИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ ДИАТОМОВОЙ СТРАТИГРАФИИ И ПАЛЕОГЕОГРАФИИ АРКТИЧЕСКИХ МОРЕЙ ЕВРАЗИИ

Диатомовые водоросли представляют одну из наиболее информативных палеонтологических групп и широко используются в биостратиграфических и палеогеографических исследованиях на протяжении многих десятков лет. Это обусловлено как достаточно высокой степенью их филогенетической изменчивости в кайнозое, так и строгой зависимостью видов от экологических факторов, что позволяет реконструировать эколого-фациальные условия осадконакопления на основе видовых определений диатомей.

1.1. Методики биостратиграфических и экостратиграфических исследований

При биостратиграфических и палеогеографических исследованиях морских верхнекайнозойских отложений использовались несколько методических подходов. Первый из них, базирующийся на анализе филогенетических изменений в составе диатомовой флоры, предполагает выявление возможности корреляции ископаемых комплексов диатомей арктических морей со стратиграфическими подразделениями зональных диатомовых шкал сопредельных районов северных областей Атлантического и Тихого океанов.

Разработанные диатомовые стратиграфические схемы кайнозоя для различных районов Мирового океана скоррелированы со стандартной шкалой неогена [Berggren et al., 1985], в которой учитывается исторический приоритет средиземноморских стратонов при проведении границ отделов и подотделов. Определения абсолютного возраста стратиграфических подразделений базируются в настоящее время главным образом на последних уточненных абсолютных датах геомагнитных событий [Cande and Kent, 1992].

При корреляции с северотихоокеанским регионом нами использовалась схема И. Койзуми [Koizumi, 1992] (рис. 1), калибрированная по палеомагнитной шкале [Koizumi and Tanimura, 1985; Barron, 1992] и представляющая собой наиболее полное обобщение данных по миоценовой и плейстоценовой диатомовой стратиграфии северных областей Тихого океана. Ее созданию предшествовали многолетние фундаментальные исследования диатомей в разрезах континентального обрамления Тихого океана В.В. Шешуковой-Порецкой, А.П. Жузе, М.М. Забелиной, О.С. Короткевич, Т.Ф. Козыренко, Л.М. Долматовой, Т. Каная, И. Койзуми, Дж. Ханна, К. Савамура, Дж. Баррона и других исследователей, а также донных колонок морских и океанических осадков северных областей Тихого океана, выполненные Р. Кольбе, Дж. Донау, А.П. Жузе и другими исследователями, но, главным образом, материалов по проекту глубоководного бурения (DSDP), начатых в 1968 г. и обеспечивших обильное поступление колонок глубоководных осадков для комплексных биостратиграфических исследований, одним из направлений которых стал диатомовый анализ.

Первые диатомовые стратиграфические схемы были предложены Дж. Шрадером [Schrader, 1973] по материалам из северо-восточных, прикалифорнийских районов Тихого океана и И. Койзуми [Koizumi, 1973] - из субарктических районов северной и северо-западной Пацифики и Берингова моря с учетом данных по диатомовой стратиграфии верхнекайнозойских отложений Японии.

Основанная на эволюционных изменениях группы Denticulopsis (Crucidencicula - Denticulopsis - Neodenticula) схема И. Койзуми [Koizumi, 1973, 1985, 1992] стала фундаментальной в разработке зональной диатомовой шкалы Северной Пацифики. Она скоррелирована с низкоширотной биостратиграфией в значительной степени на основе материалов глубоководного бурения в районе Японского желоба [Akiba, 1986; Akiba and Yanagisawa; 1986, Koizumi and Tanimura, 1985; Barron, 1980 и др.], где наряду с доминирующей холодноводной флорой диатомей установлены и тепловодные элементы флоры.

Последний вариант шкалы И. Койзуми [Koizumi, 1992], содержит 20 зон, охватывающих интервал от второй половины раннего миоцена до плейстоцена включительно, и обеспечен более чем 120 датировочными уровнями первого и последнего появления видов в осадках, из которых 24 установлены путем непосредственной корреляции с палеомагнитной шкалой [Barron, 1992]. Однако до настоящего времени практически отсутствовали палеомагнитные данные для допозднемиоценового интервала шкалы (более 6 млн. л.н.). Этот пробел восстановлен на основе комплексных био- и магнитостратиграфических исследований в северных областях Тихого океана (ODP Leg. 145), в результате которых более чем 40 диатомовых датировочных уровней в интервале 18.8 - 6.9 млн. л.н. были обеспечены магнитостратиграфическими данными [Barron and Gladenkov, 1995].

Разработанная Дж. Шрадером [Schrader, 1973] для северо-восточных, прикалифорнийских районов Тихого океана диатомовая стратиграфическая схема имеет в целом скорее провинциальное значение, как отмечали Л. Баркл и Н. Опдайк [Burckle and Opdyke, 1977], так как многие выделенные Дж. Шрадером зональные подразделения имели диахронные границы либо просто не устанавливались в других районах Тихого океана. Лишь подразделения верхнеплиоценового-плейстоценового интервала этой шкалы, для которого Дж. Шрадер использовал зональные подразделения схемы Дж. Донау [Donahue, 1970], были позднее прослежены в субарктических районах как Тихого, так и Атлантического океанов. В дальнейшем Дж. Баррон [Barron, 1981] для расчленения осадков Калифорнийского желоба (DSDP Leg 63) и прилегающих районов Северной Америки [Barron, 1975] использовал схему И. Койзуми, модифицировав ее для верхнемиоценового-нижнеплиоценового интервала. В высоких широтах северо-восточной Пацифики (ODP Leg 145) также оказалось возможным использовать модифицированный вариант схемы И. Койзуми, так как основные "datum levels", использованные в этой схеме, имеют изохронные границы, как в высоких, так и средних Широтах Тихого океана [Barron and Gladenkov, 1995].

В отличие от Северной Пацифики до настоящего времени нет единой зональной стратиграфической шкалы для северных областей Атлантики и Норвежско-Гренландского бассейна. Первые материалы, полученные в рейсах “Гломар Челенджер” (DSDP Leg 38), выявили региональные особенности стратиграфического распространения позднекайнозойских ассоциаций диатомей Норвежско-Гренландского моря. Шкала, разработанная Дж. Шрадером и Дж. Феннер [Schrader and Fenner, 1976] (рис. 2), как показали дальнейшие исследования, имеет исключительно региональное значение и корреляция ее с северными районами Атлантики весьма затруднительна, так как авторами использовались виды, большинство из которых являются эндемиками Арктики и в других биостратиграфических схемах не применяются. Лишь для отдельных интервалов данной шкалы (среднемиоценового, позднеплиоценового и др.), базирующихся на датировочных уровнях видов рода Denticulopsis, а также на основе присутствия отдельных стратиграфически значимых видов, таких как Nitzschia malleinterpretaria, Thalassiosira plicata, T. oestrupii, T. fraga, T. convexa, T. spinosa, Simonseniella barboi и др., возможна, как полагают некоторые исследователи [Dzhinoridze el аl, 1978; Barron, 1985а], корреляция с северотихоокеанской диатомовой шкалой.

В схеме, предложенной отечественными специалистами также по материалам 38 рейса DSDP в Норвежско-Гренландском бассейне [Dzinoridze et a1., 1978] (см. рис. 2), использовался один из первых вариантов зональной северотихооке­анской диатомовой шкалы И. Койзуми [Koizumi, 1973], основанный главным образом на эволюционных изменениях рода Denticulopsis. Она была сопоставлена со стратиграфическими схемами по радиоляриям и карбонатному нанопланктону.

В результате последующих исследований в Норвежско-Гренландском бассейне в районе плато Воринг (ODP Leg 104) был получен обильный биостратиграфический материал по различным группам микрофоссилий, в том числе и по диатомеям, сопоставленный с магнитостратиграфическими данными. Около 20 дополнительных диатомовых датировочных уровней выделено в результате проведенных исследований [Ciesielski and Case, 1989], к сожалению, без указания методики их определения. Выявленные диатомовые ассоциации были скоррелированы с подразделениями северотихоокеанской диатомовой шкалы [Barron, 1985а] и частично североатлантической шкалы (плато Рокол) [Baldauf, 1984] и явились основанием для широких биостратиграфических и палеогеографических построений. В том числе выделены хиатусы в интервалах времени: 8,7 (7,6) - 11,2 млн. л.н. (в целом совпадающий с основным среднемиоценовым хиатусом) и 14,6 - 16,5 млн. л.н. В то же время, корреляция со стратиграфическими подразделениями диатомовой шкалы Дж. Шрадера и Дж. Феннер [Schrader and Fenner, 1976] оказалась невозможной из-за спорадической встречаемости некоторых индекс-видов, использованных авторами.

В целом, полученные данные по распределению диатомей в неогеновых осадках Норвежского моря, несмотря на неоднозначную их интерпретацию, выявили важную таксономическую, биостратиграфическую и палеоокеанологическую информацию и показали значение и перспективность использования этой палеонтологической группы для биостратиграфии и хронологии неогена Арктики. В дальнейшем одна из колонок (Site 642) 104 рейса была вновь исследована П. Боденом [Boden, 1992] с учетом количественного распределения индекс-видов диатомей в осадках. Более тридцати выделенных им стратиграфических событий по диатомеям скоррелированы с магнитостратиграфической шкалой и показали целесообразность корреляции диатомовых стратиграфических подразделений Норвежского моря с зональными подразделениями миоцен-плиоцена Северной Пацифики, несмотря на выявленную диахронность ряда датировочных уровней.

Первая зональная диатомовая шкала для позднего кайнозоя средних широт Северной Атлантики была разработана Болдофом [Baldauf, 1984] по материалам рейса 81 в район плато Рокол, которая в дальнейшем уточнена им на материалах 94 рейса DSDP [Baldauf, 1987] (см. рис. 2). Важное преимущество данных работ - возможность корреляции диатомовых датировочных уровней с палеомагнитной шкалой в основном для плиоцен-плейстоценового интервала. Каркасом данной схемы являлись геохронологические и хроностратиграфические подразделения стандартной шкалы неогена [Berggren et al., 1985].

Следует однако отметить, что в основу разработанной Дж. Болдофом диатомовой шкалы положены зональные схемы Л. Баркла [Burckle and Opdyke, 1977] и Дж. Баррона [Barron, 1985б] для тепловодных областей Тихого океана с учетом диахронности датировочных уровней индекс-видов в Тихом и Атлантическом океанах, которые не могут быть использованы в высоких широтах Северного полушария.

Комплексные био- и магнитостратиграфические исследования, проводившиеся в Лабрадорском море и Баффиновом заливе в рамках Проекта глубоководного бурения (DSDP. Leg. 12), выявили крайне низкую насыщенность осадков кремневыми микрофоссилиями и лишь в верхнеэоценовых-нижнеолигоценовых отложениях были выделены относительно представительные комплексы диатомей [Laughton et al., 1972].

При этом стратиграфическое положение комплексов ввиду отсутствия зональных индекс-видов устанавливалось, главным образом, на основе данных по карбонатному нанопланктону, фораминиферам, диноцистам и палеомагнитным данным. Последующие исследования в Баффиновом заливе и Лабрадорском море [Monjanel and Baldauf, 1989; Baldauf and Monjanel, 1989] также показали в основном спорадическую встречаемость диатомей в миоцен-голоценовых отложениях, связанную с растворением или трансформацией биогенного опала в процессе диагенетических преобразований осадков [Bohrmann and Stein, 1989], и их обилие в олигоценовых отложениях. Миоцен-голоценовые комплексы оказалось возможным коррелировать с тихоокеанской диатомовой шкалой [Koizumi, 1985; Barron, 1985а] и частично с североатлантической [Baldauf, 1987] с учетом диахронности некоторых датировочных уровней; олигоценовые, базирующиеся на видах широкого географического распространения - с низкоширотной биостратиграфией [Barron, 1985б], Норвежско-Гренландским бассейном [Fenner, 1985] и высокими широтами южного полушария [Gombos and Cieselski, 1983].

Корреляция верхнекайнозойских комплексов морских диатомей Арктики с зональными подразделениями стратиграфических схем сопредельных районов, как и в целом дальние межрегиональные корреляции, требует осторожного подхода к возрастной оценке датировочных уровней индекс-видов диатомей и коррекции с помощью палеомагнитных, радиологических и других методов абсолютной геохронологии, чтобы избежать ошибок, связанных с возможной разновременностью стратиграфического появления и исчезновения видов в различных районах и на разных широтах. Диахронность датировочных уровней отражает естественный процесс развития видов - их возникновения, расширения ареалов, миграции в зависимости от изменений физико-географических условий, сокращения ареалов и эволюционного исчезновения. Широтная дифференциация процессов филогении также тесно связана с климатическими флуктуациями и их региональными проявлениями. Примеров этому в настоящее время имеется достаточно много. Так, отличающийся полиморфизмом широко распространенный в верхнекайнозойских отложениях вид Actinocyclus ingens впервые появляется в Северной Пацифике 17,9 млн. л.н., а в ее экваториальных районах - 15,5 млн. л.н. [Barron, 1992]. Обильный в осадках среднего и позднего миоцена, он практически исчезает в Северной Пацифике в конце миоцена (зона Neodenticula kamtschatica) [Koizumi, 1985], где отмечен в виде единичных экземпляров [Akiba and Yanagisawa, 1986], в экваториальных районах - в конце среднего миоцена - 11,5 млн. л.н. [Barron, 1992], а в субантарктике верхний предел его стратиграфического распространения маркирует границу плейстоценовых зональных подразделений - одноименной зоны Actinocyclus ingens и, Thalassiosira lentiginosa и устанавливается на уровне 0,62 млн. л.н. [Harwood and Maruyama, 1992]. По данным Дж.Баррона [Barron, 1980, 1992], в средних и высоких широтах северо-западной Пацифики диахронной, вероятно, является нижняя граница плиоценовой зоны Neodenticula koizumii - N. kamtschatica, которая имеет тенденцию к повышению с севера на юг ввиду неодновременности появления зонального индекс-вида Neodenticula koizumii в этих районах.

Интересно стратиграфическое распространение аркто-бореального эндемичного вида Neodenticula seminae, который в северных областях Тихого океана появляется 2,7 млн. л.н. [Barron and Gladenkov, 1995] и доминирует (до 25%) в плейстоценовых и современных осадках в пределах субарктического круговорота [Sancetta, 1982]. В Норвежско-Гренландском бассейне нижний предел его стратиграфического распространения устанавливается на уровне 2,2 млн. л.н. [Schrader and Fenner, 1976], а в Лабрадорском море виды группы Neodenticula seminae фиксируются на уровне 1,7 млн. л.н. [Monjanel and Baldauf, 1989], и только около 1,1 млн. л.н. они появляются в осадках средних широт Северной Атлантики, практически исчезая около 0,7 млн. л.н. [Baldauf, 1987]. Это дало основание предполагать [Monjanel and Baldauf, 1989], что первоначально виды этой группы проникли из Тихого океана в Лабрадорское море и Норвежско-Гренландский бассейн и лишь позднее при благоприятных климатических и океанологических условиях распространились в северных областях Атлантики.

Вместе с тем, несмотря на углубление процессов биогеографической дифференциации диатомовых флор в кайнозое, наблюдается изохронность датировочных уровней (первого или последнего появления в осадках) преобладающего числа видов диатомей, используемых в качестве стратиграфических реперов в зональных диатомовых схемах. Поражает, например, чрезвычайно быстрое расселение на уровне миоцен-плиоценовой границы (около 5,3-5,1 млн. л.н) в бореальной, экваториально-тропической и нотальной областях Мирового океана такого широко распространенного вида, как Thalassiosira oestrupii, обильного и в современном планктоне этих районов. По данным Дж. Баррона и А.Ю. Гладенкова [Barron and Gladenkov, 1995], большинство установленных ими на материалах ODP Leg 145 позднемиоценовых-плиоценовых диатомовых датировочных уровней изохронны в Северной Пацифике и могут широко использоваться в биостратиграфических целях и межрегиональных корреляциях. Диахронность уровней проявляется главным образом в широтном направлении и выявлена лишь для небольшого числа видов как, например, первое появление Actinocyclus ingens v. nodus, Simonseniella barboi, Neodenticula koizumii. Вместе с тем, 20 индекс-видов, распространенных как в бореальной, так и в экваториально-тропической областях Северной Пацифики, из 160 индекс-видов, проанализированных Дж. Барроном [Barron, 1992], имеют в большинстве своем близкие датировочные уровни первого или последнего появления в осадках: у 9 видов (Crucidenticula nicobarica, Thlalassiosira grunowii и др.) совпадают уровни стратиграфического появления или исчезновения, у 8 видов (Hemidiscus cuneiformis, Nitzschia fossilis и др.) они различаются не более чем на 0,1-0,3 млн. лет, и только четыре датировочных уровня преимущественно последнего появления в осадках различаются на 0,5 и более млн. лет. Эти данные подтверждают возможность дальних корреляций и сопоставлений с зональными стратиграфическими диатомовыми шкалами при всестороннем и тщательном анализе имеющихся стратиграфических материалов.

Одной из наиболее сложных проблем кайнозойской стратиграфии Северной Евразии до настоящего времени остается адаптация океанических биостратиграфических шкал, разработанных по планктонным, в основном пелагическим микроорганизмам и показавших безусловную приоритетность в стратиграфических исследованиях, к изучению морских, преимущественно шельфовых отложений, слагающих приморские низменности. Трудности корреляции шельфовых отложений с глубоководными обусловлены, в первую очередь, крайне редкой встречаемостью пелагических зональных индекс-видов, в том числе и диатомей, в составе сублиторальных и неритических комплексов, обычно встречающихся в разрезах континентальной окраины. Даже при условии выделения зональных комплексов в разрезах зачастую остается неясным вопрос о продолжительности трансгрессивных ритмов ввиду неполной последовательности диатомовых зон. Несмотря на это, к настоящему времени накоплен достаточно обширный положительный опыт использования зональной диатомовой стратиграфии для расчленения морских отложений Северной Евразии [Орешкина и Витухин, 1987; Полякова, 1991; Зырянов и др., 1992], выявивший возможность корреляций как на основе зональных индекс-видов, так и общего состава диатомовых комплексов с использованием известных датировочных уровней. Выделенные зональные подразделения являются надежными стратиграфическими реперами в расчленении полигенетических толщ отложений континентальной окраины Евразии и могут служить основой в разработке корреляционных схем континент - шельф - океан.

Методические основы другого направления диатомовой стратиграфии и палеоокеанологии, широко использующегося при исследовании плиоцен-плейстоценовых морских и океанических осадков, а также детализации неогеновых стратиграфических схем, были разработаны А.П. Жузе [1962, 1969] на материалах из северо-западных районов Тихого океана. Наряду с изучением эволюционных изменений в составе диатомовых флор, это направление предполагает исследование экологической и биогеографической структуры тафоценозов, установление уровней миграционного появления и исчезновения видов, и т.д. Изменения в составе ископаемых диатомовых ассоциаций А.П. Жузе сопоставляла (в соответствии с ледниковой концепцией) с основными палеогеографическими событиями плейстоцена - сменой ледниковых и межледниковых этапов развития и соответствующих им регрессий и трансгрессий Мирового океана. Актуалистической основой данных палеогеографических и стратиграфических построений стали проведенные А.П. Жузе в конце 50-х - начале 60-х годов систематические исследования диатомей в поверхностном слое донных осадков северо-западной части Тихого океана, включая Берингово, Охотское и Японское моря, которые являются классическими, не утратившими своего значения в настоящее время и положившими начало экосистемному подходу к палеоокеанологическим реконструкциям.

Важное преимущество данных исследований в том, что они проводились параллельно с изучением диатомей в планктоне и водной взвеси, а также всесторонними исследованиями процессов современного осадконакопления в этом регионе. Дальнейшее развитие экосистемный анализ получил с применением методов многомерной статистики [Sancetta, 1981; Кос and Schrader, 1990; Schrader and Кос Karpuz, 1990].

Благодаря полученным данным стало очевидно, что 1) в формировании диатомовых танатоценозов поверхностного слоя донных осадков определяющее значение имеет состав биоценозов вышележащих водных масс; 2) видовой состав танатоценозов в целом отражает океанологические условия (глубины, соленость, температуры в трофическом слое и др.) над соответствующим участком дна; 3) биогеографическая зональность состава диатомовых ассоциаций поверхностного слоя донных осадков находится в прямой зависимости от современного распределения видов в поверхностных водных массах. На основе выявленных закономерностей распределения диатомей в поверхностном слое донных осадков, используя метод актуализма, А.П. Жузе предложила первую схему палеогеографических реконструкций по данным диатомового анализа для плейстоцена северо-западной части Тихого океана [Жузе, 1962].

Позже подобные модели на актуалистической основе с использованием методики количественной оценки палеотемпературных флуктуаций [Kanaya and Koizumi, 1966], а также многомерной статистики были разработаны Дж. Донау, К. Сансеттой и С. Силвестри, Дж. Барроном, Дж. Шрадером и Н. Кох и другими исследователями для плиоцен-плейстоцена Северной Пацифики, тихоокеанского сектора Южного океана, высоких широт Южной и Северной Атлантики и других областей Мирового океана.

В последние годы все чаще используются количественные оценки распределения диатомей в толще донных осадков, как показатели изменений палеопродуктивности вод, так как диатомовые водоросли являются одним из основных продуцентов органического вещества в морях и океанах, создавая в некоторых районах до 80% и более первичной продукции. Исследования А.П. Жузе, А.П. Лисицына, О.Г. Козловой, Г.И. Семиной, В.В. Мухиной, Л. Баркла, Т. Каная и И. Койзуми, Дж. Донау, К. Сансетты, М. Барде, П. Ричерт и других исследователей показали, что численность диатомей в морских и океанических осадках в целом обеспечивает информацию о вариациях величин первичной биологической продукции. Эти исследования, как и палеотемпературные, базируются на экосистемном подходе, то есть детальном изучении количественного и качественного распределения диатомей в поверхностных осадках и их корреляции с биологической продуктивностью вод, их гидрологическим и гидрохимическим режимами. Исследование палеопродуктивности интересно с точки зрения обеспечения органическим материалом вод и осадков в геологическом прошлом. Кроме того, биологическая продуктивность - главный механизм, контролирующий атмосферный СО₃, тем самым оказывает значительное влияние на климат планеты, так как в цикле углерода планктон играет важную роль, перераспределяя его между атмосферой и океаном.

Проведенные исследования показали, что численность диатомей и других кремнистых микрофоссилий в осадках зависит: 1) от биологической продуктивности преимущественно фотической зоны вод; 2) растворения биогенного опала в процессе опускания на дно кремнистых микрофоссилий и затем в осадках, в зависимости от концентраций растворенной кремнекислоты в водах и ее содержания в поровых водах; 3) скоростей осадконакопления и аккумуляции кремнистых микрофоссилий; 4) диагенетических преобразований биогенного опала в осадках; 5) обилия терригенного материала, поступающего в зоны осадконакопления.

Экосистемный подход к оценке продуктивности по качественному и количественному составу диатомовых танатоценозов с использованием кластерного и принципиально-компонентного анализов продемонстрировала Ф. Абрантес [Abrantes, 1988] на материалах из низких и средних широт Атлантики. Ею были установлены коррелятивные связи между составом диатомовых ассоциаций и физическими и химическими параметрами вод, а также разработаны методики оценки скоростей аккумуляции кремнистых микрофоссилий (число микрофоссилий на кв. см и на тыс. лет) и приготовления препаратов для их исследования [Abrantes, 1988]. Для определения степени растворения диатомей подсчитывались индексы фрагментарности и сохранности диатомей. Комплексные исследования численного распределения кремнистых микрофоссилий и С_орг показали, что как диатомеи, так и С_орг отражают одни и те же процессы - поток органического вещества из фотического слоя [Abrantes, 1991]. Вместе с тем, определение палеопродуктивности по органическому углероду является менее надежным индикатором, чем количественное содержание диатомей, так как зависит от гранулометрического состава осадков [Abrantes, 1988].

Основным фактором, определяющим биологическую продуктивность вод, ее величину и распределение в океане, является количество неорганических биогенных элементов (азот, фосфор и др.), поступающих в зону фотосинтеза, которое трансформируется в значительной степени диатомовыми водорослями в так называемую “новую продукцию” [Sarnthein et al., 1987]. Эта “новая продукция” или “экспортируемая продукция” (количество органического вещества, поступившего в осадки) интересна с точки зрения реконструкций палеопродуктивности, потому что позволяет определить изменения биологической продуктивности по содержанию органического углерода в осадках на основе установленных калибрированных эмпирических связей [Sarnthein et al., 1987, 1992]. Предположение о том, что поток органического вещества из фотического слоя реализуется в осадках, как в количественном содержании диатомей, так и С_орг, подтвердилось на основе исследований верхнеплейстоценовых осадков экваториальной Атлантики [Abrantes et al., 1994]: скорости аккумуляции диатомей достигали максимума и минимума в то же время, как и “новая продукция”, что свидетельствует о том, что изменения палеопродуктивности являются главной причиной вариаций скоростей аккумуляции диатомей. Ф. Абрантес [Abrantes, 1991] были установлены коррелятивные связи между скоростями аккумуляции диатомей и “экспортируемой продукцией”, восстанавливаемой по органическому углероду, а также показано, что вариации в численном распределении диатомей в плейстоценовых отложениях согласуются с изменениями палеопродуктивности [Abrantes, 1992], а продуктивность и накопление опала хорошо коррелируются, что подтвердило предварительные исследования [Broecker and Peng, 1982].

Вместе с тем, нельзя не учитывать возможность растворения опала в осадках после аккумуляции, влияющего на оценку палеопродуктивности. Однако, как показали В. Броекер и Т. Пенг [Broecker and Peng, 1982], в основном не наблюдается инверсий пиков палеопродуктивности из-за растворения опала в осадках, так как сохранность опала возрастает по мере возрастания продуктивности и/или объема аккумулируемых осадков. Растворение опала происходит лишь в верхних 0-10 см горизонтах осадков в первые 1-2 месяца за счет изменения структуры молекулярных связей и замещения Si на Al в молекулах [Van Cappellen and Qiu, 1995].

Для трассирования циклов морского кремненакопления, как показателя изменений палеопродуктивности, используются также изменения в распределении бария и изотопов кремния. Содержание биогенного опала в осадках является также функцией химического состава придонных вод, однако глубинные воды океана везде одинаково насыщены в отношении Si и подобная ситуация, вероятно, не менялась в плейстоцене.

Основной проблемой экостратиграфического расчленения и корреляции плейстоценовых морских и океанических осадков является обоснование возможности сопоставления выделяемых подразделений и их хроностратиграфических границ с соответствующими подразделениями континентальной стратиграфической шкалы, являющейся в основном фитоклиматостратиграфической шкалой, так как базируется она главным образом на результатах палинологических исследований континентальных отложений, палеоландшафтных и палеоклиматических реконструкциях. Результаты детальных исследований плиоцен-плейстоценовых и голоценовых осадков, например, Северной Пацифики показали, что флуктуации палеотемператур поверхностных вод океана, реконструируемые по ископаемым морским и океаническим микрофоссилиям, отражают, в первую очередь, смену гидробиологических обстановок, обусловленных изменениями циркуляции водных масс и связанных с ними процессов - палеопродуктивности поверхностных вод, миграции видов и других процессов.

1.2. Современные диатомеи арктических морей Евразии

История исследований современной диатомовой флоры арктических морей Евразии насчитывает уже более ста лет. За это время накоплен обширный, хотя и неравнозначный в региональном отношении фактический материал, посвященный видовому составу и сезонному развитию фитопланктона, благодаря работам П. Клеве, А. Грунова, X. Грана, П.И. Усачева, И.К. Киселева, П.П. Ширшова, М.И. Роухияйнен, А.К. Линко, М.М. Забелиной, В.Л. Хмызниковой, И.В. Макаровой, Г.И. Семиной, В.М. Рыжова, Т.И. Кольцовой, Л.В. Ильяш, А. Бурса, Ю.Б. Околодкова и других. Особое внимание полярными исследователями уделялось так называемой “ледовой” флоре диатомей Арктики, характеристике которой посвящены работы П. Клеве, А. Грунова, П.П. Ширшова, П.И. Усачева, И.А. Мельникова, И.В. Палибина, Р. Хорнер, Х. Мегуро с соавторами, А. Абельман, Е. Сивертсена, М. Поулина и других исследователей. Данные о бентосной диатомовой флоре фрагментарны и носят, как правило, инвентаризационный характер. Анализ литературных источников позволяет установить региональные особенности развития фитоценозов в зависимости от гидрологических условий морей и дает необходимую информацию для понимания закономерностей формирования диатомовых танатоценозов в арктических шельфовых морях.

1.2.1. Экология и географическое распространение диатомей

Основными источниками поступления диатомей в осадки арктических морей являются фитопланктон и так называемая “ледовая" (“sea ice") - криофильная - флора диатомей. Для развития бентосной флоры на литорали и верхней части сублиторали арктических морей условия в целом неблагоприятные: отрицательно сказываются дрейфующие льды, вспахивающие и перемешивающие донные осадки, мутность вод и слабая освещенность дна. Однако имеются указания на высокую продуктивность донных микроводорослей на отдельных участках шельфа [Alexander, 1974], достигающую значений 18-1000 ккал/м² в год.

Криофильная флора диатомей - важнейший компонент арктических морских экосистем. Термин “криофильная флора” был введен П.И. Усачевым [1949] и подразумевал ледовые сообщества и планктонные диатомеи, связанные в своем развитии с морскими льдами. Среди почти 150 видов, установленных к тому времени в морских льдах (сейчас этот список насчитывает уже более 300 видов) [Horner, 1989], П.И. Усачев выделил группу типичных криофилов, включив в него 24 наиболее обычных и массовых вида, развивающихся на нижней и боковой поверхностях морских льдов. В зарубежной литературе, несмотря на большое терминологическое разнообразие, наиболее часто используется понятие “морские ледовые водоросли" (“sea ice algae”), которое характеризует флору микроводорослей, чье развитие происходит при непосредственном контакте с морскими льдами - либо прикрепленными к кристаллам льда, либо в воде, содержащейся между кристаллами [Horner, 1989].

В зависимости от биотопической принадлежности различаются: криопелагическая флора, обитающая на нижней и боковой поверхностях льдов, в зоне контакта их с морскими водами; криоинтерстициальная, развивающаяся в толще льдов, и криоэпонтическая - скопления водорослей на верхней поверхности льдов [Horner et al., 1988; Мельников, 1989]. Среди криопелагических видов П.И. Усачев [1949] выделил 24, а Р. Хорнер [Horner, 1989] - 14 наиболее обычных и массовых, образующих группу типичных криофилов. В их составе доминируют пеннатные диатомеи (до 64-99% в зависимости от региона) [Poulin, 1990], большая часть которых являются бентосными. По мнению И.А. Мельникова, в состав криопелагических биоценозов входят исключительно бентические виды диатомей, ведущие прикрепленный образ жизни и встречающиеся нередко на литорали арктических морей. В отличие от И.А. Мельникова, П.И. Усачев, Р. Хорнер и ряд других исследователей в группу типичных криофилов включают такие планктонные и перифитонные виды, как Chaetoceros seprentrionalis, Nitzschia cylindrus, N. grunowii, Fragilariopsis islandica, Detonula confervaceae, Thalassiosira bioculata, образующие скопления (“агрегаты”) различных размеров и формы на нижней и боковой поверхностях льдов, омываемых морскими водами, и обитающих в планктоне морей. По данным К. Сансетты [Sancetta, 1981, 1983], наиболее показательными видами ледовитости морей по материалам из субарктических районов Тихого океана являются Chaetoceros septentrionalis, Nitzschia grunowii, N. cylindrus, ареал которых не выходит за границу распространения плавучих льдов.

Помимо типичных криофилов выделяется группа так называемых ледово- неритических видов диатомей, характерных компонентов весенних фитоценозов арктических и субарктических вод, вегетация которых начинается при отрицательных температурах поверхностных вод у кромки тающих морских льдов: Thalassiosira nordenskioeldii, Т. hyalina и др. [Макарова и Семина, 1982; Макарова, 1987; Sancetta, 1981].

Развитие диатомей на нижней поверхности льда, которая всегда бывает связана с морской водой, начинается значительно раньше, чем это наблюдается у фитопланктона - обычно в середине марта - и зависит от проникновения света через снежно-ледяной покров [Poulin, 1990]. Криопелагическая флора экстремально адаптирована к слабой освещенности, так как сквозь лед с небольшим количеством снега может проходить только 0,3-1% от поступающего на его поверхность света [Мельников, 1989]. Максимум продуктивности наблюдается обычно в середине - конце мая и определяется, как полагают, главным образом концентрацией биогенных элементов в подледном слое воды [Horner and Schrader, 1982]. Контролирующим фактором развития криофильных диатомей, как и других морских водорослей, является соленость вод; при понижении солености наблюдается запаздывание в их развитии. Температура подледных вод также определяет продуктивность криопелагических фитоценозов - вегетация диатомовых водорослей, как показали исследования, возможна при отрицательных температурах (-1,8 - -1,5° С), однако при повышении температур в зависимости от видового состава наблюдается увеличение их численности.

Биоценозы морских льдов, образующиеся в значительной степени за счет криофильных диатомовых водорослей, способны продуцировать до 5 г С_орг/м² в год, что составляет 25-30% первичной продукции в отдельных районах морей [Alexander, 1974]. В то же время в среднем в Арктическом океане биологическая продукция, создаваемая ледовой биотой, составляет менее 3% от общей первичной продукции [Subba Rao and Platt, 1984].

Морские льды являются мощными носителями органики, которая концентрируется в них за счет двустороннего осцилляционного обмена между морской водой и жидкой фазой льда, способствуя постоянному подводу частиц органического детрита, которые, вмерзая в лед, накапливаются в его толще [Мельников, 1989]. Средние концентрации взвешенного органического углерода в молодых льдах составляют 84,4 мкг/л, в однолетних - 92,0 мкг/л, в три раза превышая концентрации в водах Арктического океана, а в многолетних льдах они сравнимы с таковыми во взвеси высокопродуктивных районов апвеллингов. Самые высокие концентрации растворенного С_орг также в многолетних льдах: 4,37 мг/л зимой и 5,50 мг/л летом. Подсчитанные запасы взвешенного органического углерода во льдах Арктического бассейна составляют 8,3 млн. т весной и 3,7 млн. т осенью, а С_орг соответственно 124,9 млн. т и 56,4 млн. т. Около 10% органического вещества ежегодно со льдами выносится в Северную Атлантику и поступает в результате таяния льдов в общий баланс данного района [Мельников, 1989].

Планктонная флора диатомей. Диатомовые водоросли по таксономическому разнообразию доминируют в составе фитопланктона арктических морей, составляя более 80% его общего систематического состава [Мельников, 1989]. Ежегодная первичная продукция в арктических морях изменяется от 5 до 290 г С/м² и образуется в основном за счет пелагической (97% в среднем в Арктическом океане) [Subba Rao and Platt, 1984], преимущественно диатомовой флоры. В областях постоянного ледового покрова в Арктическом Полярном бассейне отмечены площади низкой продуктивности - менее 100 мг С/м² в день в вегетационный сезон, в противоположность свободным ото льда зонам прибрежных апвеллингов - более 500 мг С/м² в день [Andersen, 1989]. В распределении продуктивности фитоценозов решающее значение имеет содержание биогенных элементов, зависящее от происхождения водных масс. Зимние воды атлантического происхождения характеризуются низкими концентрациями нитратов, фосфатов и растворенного кремния по сравнению с тихоокеанскими, соответственно: нитраты - 9-14 µmol/дм³ и 25-30 µmol/дм³, фосфаты - 0,5-0,6 µmol/дм³ и 1,5-2 µmol/дм³, кремний - 4-5 µmol/дм³ и 35 µmol/дм³ [Sakshaug, 1989]. Соответственно изменяется и уровень биомассы - от 8-15 мг/дм³ хлорофилла "а" в водах атлантического происхождения, до 40 мг/дм³ - в беринговоморских водах [Iverson et al., 1979], а ежегодная первичная продукция в Баренцевом море составляет около 60-80 г С/м² и в Беринговом - 200 г С/м² [Sakshaug, 1989].

Время “цветения” водорослей в Арктическом океане зависит от начала таяния льдов и глубины положения пикноклина, на поверхности которого концентрируются обогащенные биогенными элементами воды, поступающие к поверхности в результате конвективного перемешивания. Эти факторы, имеющие региональные особенности, определяют разновременность цветения вод в Арктическом океане - начиная с апреля до августа [Sakshaug, 1989]. Начало весеннего цветения ледовых и планктонных диатомей не совпадает и состав флор различен.

Цветение начинается в подледных условиях и после пика развития ледовой флоры наступает пик развития планктонной. За время "весеннего" цветения практически полностью потребляется зимний запас биогенных элементов в Арктике.

Арктические планктонные виды, как и криофильные, вероятно, толерантны к вариациям светового режима. Фитопланктон может развиваться в широком диапазоне светового режима без ощутимых изменений в скоростях роста, которые тем не менее в целом возрастают с удлинением дня [Sakshaug and Holm-Hansen, 1986].

Как и криофильные диатомеи, многие планктонные виды Арктического океана могут развиваться при близких 0° С и даже отрицательных (-1,8° С) температурах вод, однако оптимальные температуры для их роста и фотосинтеза, как показали экспериментальные исследования, значительно выше, чем те, при которых они обычно существуют в Арктике. Некоторые из установленных в арктических водах виды диатомей могут, например, вегетировать при температурах 15-20 °С [Smayda, 1969] и до сих пор нет ясных объяснений, почему типичные арктические виды растут быстрее при низких температурах.

На основе анализа имеющихся к настоящему времени литературных источников по видовому составу планктонной диатомовой флоры арктических морей Евразии с учетом данных автора о их распределении и составе в поверхностных осадках морей выявлено более 150 видов и внутривидовых таксонов [Полякова, 1988, 1992]. В эту группу нами включены и полубентические виды (Odontella aurita, Thalassiosira bramaputrae v. septentrionalis-sin., T. hyperborea v. septentrionalis, Paralia sulcata и др.), которые обитают как на дне в обрастаниях макрофитов, так и в придонной толще воды. Они составляют доли процента от общего видового разнообразия планктонной морской диатомовой флоры исследованных морей. В целом преобладают неритические виды (58%), область преимущественного развития которых в основном совпадает с шельфовой зоной континентов и лишь в период максимального развития смещается в районы больших глубин. Собственно океанических видов, обитающих исключительно в открытом океане, немного, и в арктических морях Евразии они не установлены, большая часть встречается как в океаническом планктоне, так и прибрежных водах (панталассные виды) [Hart and Currie, 1960]. Они составляют 23% общего установленного таксономического разнообразия планктонной диатомовой флоры арктических морей [Полякова, 1992]. Экологическая характеристика остальных видов пока еще недостаточно ясна.

Географическое распространение планктонных видов морских диатомей определяется основными типами их ареалов. В данной работе за основу принята схема зонального фитогеографического районирования, разработанная К.В. Беклемишевым и Е.И. Семиной [1986] с некоторыми уточнениями фитогеографической принадлежности отдельных видов [Семина и Сергеева, 1983; Макарова, 1987, 1988]. Выделенные К.В. Беклемишевым и Г.И. Семиной [1986] фитогеографические области в целом соответствуют распределению основных типов водных масс в системе крупномасштабных океанических круговоротов. В арктических морях встречаются водоросли, обладающие аркто-бореальным, биполярным, аркто-бореально-тропическим, бореально-тропическим, тропическим и космополитическим типами ареалов. Для тропических и бореально-тропических видов арктические моря и Полярный бассейн являются стерильной областью выселения, где эпизодическое появление тропических и бореально-тропических видов, далеко оторванных от основных ареалов, может быть обусловлено лишь выносом мощными океаническими течениями. Эндемичных видов, распространенных только в Арктике, в фитопланктоне нет.

Наибольшее систематическое разнообразие в составе планктонной морской диатомовой флоры арктических морей Евразии принадлежит p. Chaetoceros (50 таксонов) и p. Thalassiosira (28 таксонов), p. Coscinodiscus представлен 16 видами и разновидностями, роды Rhizosolenia + Proboscia - 13, p. Nitzschia - 10, остальные - Achnanthes, Actinocyclus, Asterionella, Bacterosira, Melosira, Detonula, Pyxidicula, Navicula, Thalassionema и другие - в основном 1-5 видами.

Анализ планктонной диатомовой флоры арктических морей выявил региональные особенности ее современных фитоценозов, обусловленные, в первую очередь, влиянием вод Атлантического и Тихого океанов, которое сказывается в областях распространения вод беринговоморского и нордкапского течений. Ввиду большей интенсивности последнего в пределах арктических морей наблюдается уменьшение качественного разнообразия планктонной диатомовой флоры с запада на восток (рис. 3); так, в Баренцевом море насчитывается 124 вида и внутривидовых таксона морских планктонных диатомей, в Карском - 82, при этом видовое разнообразие в восточной части моря существенно ниже, чем в западной, где вдоль побережья Новой Земли проходит ветвь баренцевоморского течения; в море Лаптевых установлен 41 вид, в Восточно-Сибирском море - 59 видов и, вероятно, цифра эта занижена, так как данных по фитопланктону мало, а в осадках, как известно, сохраняются далеко не все виды, в частности, затруднена идентификация по спорам видов p. Chaetoceros, характеризующегося наибольшим видовым разнообразием в составе диатомовой флоры арктических морей; в Чукотском море установлено 114 видов морских планктонных диатомей. Следует учитывать, что степень изученности арктических морей неодинакова, но полученные цифры отражают в целом направленность изменений видового состава диатомовой флоры в арктических морях.

Влиянием вод североатлантического и северотихоокеанского происхождения, а также интенсивностью поступления речных вод в прибрежную зону моря обусловлены основные региональные различия состава фитопланктона. В пределах арктических морей по качественному составу планктонной диатомовой флоры и структуре фитоценозов можно выделить три главные провинции; западную, центральную и восточную (рис. 4) [Полякова, 1988].

Западная, приатлантическая провинция включает в основном Баренцево море и западную часть Карского моря, которые находятся под воздействием теплых вод североатлантического течения. Для планктонной диатомовой флоры этой провинции характерно высокое видовое разнообразие диатомей - более 130 таксонов: при доминировании родов Chaetoceros (38 таксонов) и Tlialassiosira (21 таксон) максимально для арктических морей таксономическое разнообразие родов Coscinodiscus (13) и Rhizosolenia + Proboscia (13).

Пограничное положение района в зоне трансформации различных по происхождению водных масс обусловливает неоднородный биогеографический состав планктонной диатомовой флоры, представленной аркто-бореальными, биполярными, аркто-бореально-тропическими, бореально-тропическими и тропическими видами (см. рис. 3). Присутствие немногочисленных, но разнообразных по видовому составу тропических диатомей (4%) и бореально-тропических (7%), приносимых сюда системой течений из основных океанических круговоротов Северной Атлантики, является отличительной особенностью западной, приатлантической провинции. В Баренцевом и Карском морях, которые для тропических и бореально-тропических видов являются областью выселения, распространение их ограничено водами североатлантического течения.

Североатлантическими водами ограничено также распространение таких космополитических, и аркто-бореально-тропических видов, как Coscinodiscus asteromphalus, С. radiatus, Proboscia alata и некоторых других, которые дальше на восток в арктических водах сибирских морей Евразии не встречаются. Относительно невысокое процентное содержание холодноводных аркто-бореальных и биполярных диатомей (в сумме до 35% от общего видового состава) при преобладании видов широкого географического распространения - космополитов и аркто-бореально-тропических (в сумме более 50%), у которых велика экологическая пластичность, позволяющая им выживать в различных по происхождению и Т/S характеристикам водных массах, также является отличительной особенностью западной приатлантической провинции.

В центральную, или сибирскую провинцию включены: большая часть Карского моря, море Лаптевых и Восточно-Сибирское (см. рис. 4). Планктонная диатомовая флора этих морей включает около 80 видов и внутривидовых таксонов, однако, изучена она еще недостаточно и, естественно, что при дальнейших исследованиях пополнится список систематического состава планктонной диатомовой флоры, выявятся новые региональные особенности ее фитоценозов.

Сейчас же можно констатировать, что общим для планктонной флоры этих морей является относительно небольшое разнообразие видов и преобладание единого холодноводного аркто-бореального комплекса диатомей, доминирующего в составе фитопланктона (51% видового состава, в сумме с биполярными - 59%). В этот список входят главным образом криофилы и ледово-неритические виды, развивающиеся у кромки льдов в период их вскрытия.

Для планктонной диатомовой флоры сибирских морей характерно также сокращение таксономического разнообразия в два и более раз родов Coscinodiscus (5 таксонов) и Rhizosolenia (4), которые представлены лишь наиболее холодноводными аркто-бореальными видами: С. Oculus-iridis, С. marginatus, С. сиrvatulus, R. hebetata f. hebetata, R. setigera v. arctica. Численность этих видов, за исключением R. hebetata, как правило, низкая. Тропические и бореально-тропические виды в сибирских морях не установлены, так же, как и некоторые космополитические и аркто-бореально-тропические виды (Coscinodiscus asteromphalus, С. radiatus, Proboscia alata и др.).

В восточную провинцию в настоящее время можно включить лишь шельфовую часть Чукотского моря и, вероятно, крайние восточные районы Восточно-Сибирского моря, куда проникают беринговоморские воды (см. рис. 4). Отличительной особенностью диатомовой флоры этой провинции является развитие ее преимущественно в арктических водах под воздействием относительно теплого беринговоморского течения. Это определяет, с одной стороны, преобладание и высокую численность аркто-бореальных и биполярных видов (в сумме 45% от общего видового разнообразия планктонной флоры, см. рис. 4), с другой - присутствие в областях распространения беринговоморских вод тропических (5%) и бореально-тропических (6%) видов. К беринговоморским водам приурочено и распространение таких космополитических и аркто-бореально-тропических видов, как Coscinodiscus aster omphalus, С. radiatus, С. perforatus, Proboscia alata и др., которые в арктических водах Чукотского моря и сибирских морей не были установлены.

1.2.2. Танатоценозы диатомей поверхностного слоя донных осадков арктических морей Евразии

Исследования особенностей формирования диатомовых танатоценозов конкретных районов, как указывалось выше, является методической основой диатомового анализа четвертичных и, особенно, голоценовых морских и океанических осадков. Проведенные автором методические работы по изучению диатомовых танатоценозов в осадках арктических морей Евразии (рис. 5) позволили выявить общие и региональные особенности их формирования [Полякова, 1982, 1988, 1991, 1992, 1994а; Polyakova, 1996 и др.] При этом особое внимание уделялось количественному распределению диатомей в осадках в зависимости от гидробиологических условий и седиментационных обстановок на шельфе, гранулометрического состава донных осадков и физических параметров водоемов; общим и региональным особенностям видового состава танатоценозов и их связи с качественным составом фитопланктона; изменению количественных соотношений экологических групп диатомей в зависимости от гидрологических условий на шельфе; пространственному распределению видов в осадках и т.д.

Характеристика комплексов по регионам

Чукотское море. Шельф Чукотского моря, простирающийся до изобат 100-110 м, представляет собой пологонаклонную подводную равнину со средними глубинами около 40-50 м. В современном осадконакоплении в Чукотском море решающее значение имеет поступление взвешенного материала через Берингов пролив, которое оценивается в 110-154 млн. т/год, что значительно превышает объем осадочного материала из всех других источников, вместе взятых, при этом не менее половины взвеси составляет диатомовый планктон [Павлидис, 1982].

Наиболее распространенным типом осадков на шельфе Чукотского моря являются мелкоалевритовые илы с содержанием аморфного кремнезема до 7,75% [Павлидис, 1982]. Алеврито-пелитовые илы занимают, как правило, котловины и желоба. В них наиболее высоко содержание С_орг - до 2,14% за счет диатомей и аморфного кремнезема (до 10-13%), причем, содержание аморфного кремнезема приближается к его нижнему пределу в кремнистых осадках.

Донные осадки Чукотского моря характеризуются, как показали результаты проведенных исследований, максимально высоким для арктических морей Евразии содержанием створок диатомей, что обусловлено как высокой продуктивностью диатомового планктона, так и благоприятными для их накопления и захоронения в осадках гидрохимическими и седиментационными условиями в Чукотском море. Наибольшее содержание створок диатомей в осадках (до 13,6 млн. створок/г) установлено в алеврито-пелитовых илах, распространенных в Центральной Чукотской котловине и Центральном Чукотском желобе, куда направлены высокопродуктивные воды беринговоморского шельфа и анадырской водной массы (рис. 6 а). Подъем этих глубинных вод обеспечивает постоянное поступление и высокие концентрации биогенных элементов у поверхности, что обусловливает максимально высокую продуктивность вод [Рыжов и др., 1984]. К западу, в центральной части пролива Лонга, в зоне распространения вод холодного течения из Восточно-Сибирского моря, в мелкоалевритовых илах численность диатомей снижается до 1,5 млн. створок/г, а ближе к побережью Чукотского полуострова, в крупноалевритовых и песчаных осадках - до 37-15 тыс. створок/г. В восточной части Чукотского моря, находящейся под воздействием менее продуктивных вод аляскинской ветви беринговоморского течения, численность диатомей в осадках ниже, чем в западной части моря и составляет от 0,9 до 8,2 млн. створок/г в мелкоалевритовых илах и 18-45 тыс. створок/г в песчаных и гравийно-галечных отложениях в районе между м. Лисберн и м. Барроу у северо-западного побережья Аляски, где формируется обширная подводная аккумулятивная форма.

Доминирующую по численности группу в осадках моря на большей части его акватории образуют неритические виды (63-78% с учетом встречаемости, рис. 6 б) и лишь у побережья Чукотского полуострова, о. Врангеля и Аляски на широкой отмели между м. Лисберн и м. Барроу, численность планктонных диатомей сокращается до 38-46%.

Процентное содержание сублиторальных диатомей на большей части акватории Чукотского моря составляет около 10% (от 7 до 14%, рис. 6 в), соответственно увеличиваясь у побережий Чукотки и Аляски до 14-17% и 20%, а на верхней сублиторали - до 67-93% [Полякова, 1994а]. В составе этой группы доминирует полубентический вид Paralia sulcata - до 14-18% от общей численности диатомей в осадках (рис. 6 г). Однако сравнение с распределением этого вида в осадках Берингова моря [Жузе, 1962; Sancetta, 1982] показало, что численность его в осадках Чукотского моря значительно ниже, чем в Беринговом на тех же глубинах, где он составляет в сумме с Paralia sol до 50-70% на глубинах до 40 м, и от 50 до 30% на глубинах от 60 до 40 м, и является показательным видом танатоценозов шельфовых областей. В Чукотском море, где глубины в основном составляют от 40 до 50 м, содержание Paralia sulcata редко превышает 10%, что свидетельствует о неблагоприятной обстановке в придонном слое воды для развития этого вида, связанной с низкими температурами придонных вод, слабой освещенностью дна, мутностью вод и т.д., что характерно для арктических шельфовых морей.

Среди планктонных неритических диатомей наиболее обильны споры p. Chaetoceros, суммарное содержание которых в осадках, как правило, более 20% (рис. 7 а). В северных областях Тихого океана и Беринговом море обилие видов этого рода является показателем высокой продуктивности поверхностных вод в зонах дивергенций [Sancetta, 1981, 1982]. Следует учитывать при этом, что в осадках обычно сохраняется не более половины видов p. Chaetoceros, главным образом принадлежащих спорообразующим неритическим представителям этого рода, океанические и панталассные виды, не образующие покоящихся спор, в осадках не сохраняются. При этом видовое определение по спорам возможно в настоящее время лишь для некоторых видов, представленных в Чукотском море аркто-бореальными С. diadema, С. furcellatus, С. ingolfianus, С. septentrionalis, С. mitra, C. compressus и тропическо-бореальным С. didymus.

Наибольшее содержание спор p. Chaetoceros в осадках Чукотского моря приурочено к высокопродуктивным водам беринговоморского шельфа (до 28%) и установлено в Центральной Чукотской котловине и в районе Центрального Чукотского желоба (см. рис. 7 а), однако и в восточной части Чукотского моря споры хетоцеросов составляют 13-22%. Наименьшее их содержание отмечено в прибрежной зоне Чукотского полуострова и у северо-западного побережья Аляски (3-9%).

Многочисленны также Thalassiosira antarctica и Т. gravida (в сумме до 32%, рис. 7 б), представленные в осадках главным образом грубопанцирными спорами Т. antarctica. Вегетативные клетки принадлежали как Т. gravida, так и Т. antarctica, причем последние в осадках встречались чаще. Высокую численность имеет также ледово-неритический вид Thalassiosira nordenskioeldii, развивающийся у кромки льдов в период их вскрытия при близких к 0° С или даже отрицательных (-1,6° С) температурах. Наибольшее его содержание в танатоценозах - 27-39%, как и видов p. Chaetoceros, приурочено к области распространения в Чукотском море беринговоморской высокопродуктивной массы (рис. 7 в), а в восточной части моря снижается до 0,5-1%. В северо-западных шельфовых районах Берингова моря Thalassiosira nordenskioeldii нередко доминирует в танатоценозах поверхностного слоя донных осадков (до 30-50%) так же, как и в западной части Берингова пролива [Жузе, 1962; Sancetta, 1982]. Из других планктонных диатомей высокую численность в осадках Чукотского моря имеют аркто-бореальный Bacteriosira fragilis и ледово-неритический Thalassiosira hyalina - до 7% в танатоценозах с учетом встречаемости.

Относительно тепловодные виды, поступающие с водами беринговоморского течения, в осадках Чукотского моря представлены Coscinodiscus radiatus, С. perforatus, С. asteromphalus, Proboscia alata и др., из них большая часть являются видами широкого географического распространения (космополиты и виды аркто-бореально-тропического ареала), из тропическо-бореальных видов, для которых Чукотское море является областью выселения, в осадках отмечен только Chaetoceros didymus. Распределение этих видов в поверхностном слое донных осадков, как и в планктоне, ограничено водами беринговоморского течения, а численность не превышает сотен створок/г сухого осадка, при максимальном содержании до 0,5% в районе, примыкающем с северо-востока к Берингову проливу.

Из разнообразных криофильных диатомей, известных в Чукотском море, в поверхностном слое его донных осадков установлены Nitzschia grunowii, N. cylindrus, Chaetoceros septentrionalis, Fragilaria islandica, Detonula confervaceae, Navicula vanhoffenii и некоторые другие. Как и в Беринговом море [Sancetta, 1982], количественно преобладают N. grunowii и N. cylindrus. Суммарное содержание криофильных диатомей в комплексах на большей части акватории Чукотского моря составляет от 10 до 30%, снижаясь до 4-7% у северо-восточного побережья Чукотки, в районе Колючинской губы, и до 1-3% - у южного побережья о. Врангеля (рис. 7 г). Максимальные значения содержания криофилов (до 50%) установлены у северо-западного побережья Аляски, в районе между м. Лисберн и м. Барроу, а также к северу от Берингова пролива (до 31-37%). Интересно, что данные районы в летний период характеризуются наименьшей ледовитостью и относительно высокими температурами поверхностных вод. До 37-42% увеличивается содержание криофильных диатомей в комплексах поверхностного слоя донных осадков в проливе Лонга.

В поверхностном слое донных осадков верхней сублиторали Чукотского моря, сложенной гравийно-галечным материалом с песчаным заполнителем, количественное содержание диатомей низкое (до 1 тыс. створок/г осадка). В танатоценозах преобладают морские и солоноватоводно-морские виды (25-93% с учетом встречаемости). Представлены они сублиторальными, преимущественно бентосными, диатомеями (67-93%): Navicula directa, N. cancellata v. gregarii, Diploneis smithii и др., полубентическими - Paralia sulcata, Thalassiosira bramaputrae v. septentrionalis, и небольшим числом планктонных неритических и криофильных видов: Thalassiosira nordenskioeldii, Porosira glacialis, Nitzschia grunowii, N. cylindrus. Процентное содержание солоноватоводных диатомей невелико - 3-12%.

В морских осадках верхней сублиторали разнообразны по составу речные, озерно-болотные и болотные диатомовые водоросли, широко распространенные во всех типах континентальных водоемов побережья Чукотского моря, поступающие в прибрежную зону моря с речным стоком: Achnanthes hauckiana, Navicula cryptocephala, Tabellaria flocculosa, Fragilaria capucina, F. arcus v. linearis, Eunotia fallax, E. parallela, Achnanthes minutissima и др. Процентное содержание их составляет от 4 до 42%, а в отдельных пробах достигает 68%.

Своеобразна лагунная флора диатомей северного побережья Чукотского полуострова [Полякова, 1979], которое представляет собой область широкого развития современных баров, отчленяющих от моря обширные мелководные лагуны. Минерализация вод лагун испытывает существенные колебания в зависимости от степени отчленения их от моря, а также в разных частях лагун под влиянием речного стока (от 0,5 до 18-19 г/л), и во времени (до 21-24 г/л) - в связи со сгонно-нагонными явлениями, что определяет изменения в составе диатомовой флоры в пределах их акваторий.

Для диатомовых танатоценозов поверхностного слоя донных осадков лагун характерно высокое таксономическое разнообразие флоры (до 200 таксонов). При этом массовую встречаемость в осадках имеет небольшое количество пресноводных галофильных видов (21-51% с учетом встречаемости) главным образом из родов Achnanthes и Fragilaria: F. construens v. venter, A. minutissima, A. conspicua и др.

Восточно-Сибирское море самое мелководное из арктических морей, средние глубины его не превышают 20 м, в западной части они составляют около 5-15 м и увеличиваются в районе Новосибирской и Айонской впадин до 35-50 м. Пологонаклонная поверхность шельфа обрывается на глубинах 60-70 м. Поступление осадочного материала в Восточно-Сибирское море происходит в основном из двух источников - это твердый речной сток, определяемый преимущественно стоком Индигирки и Колымы (около 21-27 млн. т в год), и термоабразия берегов, сложенных многолетнемерзлыми породами, разрушение которых в отдельные годы приобретает катастрофический характер. В условиях длительного существования ледового покрова на шельфе Восточно-Сибирского моря широко распространены тонкодисперсные осадки с высоким суммарным содержанием пелитовых фракций (88-99%) и незначительным - алевритовых (1,7-6%) и песчаной (0,1-0,5%) [Аксенов и др., 1987].

Разнообразие гидрологических и седиментационных обстановок на шельфе Восточно-Сибирского моря обусловливает пестроту качественного и количественного состава диатомовых танатоценозов. Общая численность диатомей в осадках изменяется от 570 створок в пересчете на 1 г сухого осадка до 5,9 млн. створок, имея тенденцию к увеличению с запада на восток. Определяющим фактором, лимитирующим накопление диатомей в осадках Восточно-Сибирского моря, является степень поступления терригенного материала в шельфовую зону, поэтому наименьшее содержание диатомей в осадках (от 570 створок до 1,1 тыс., рис. 8 а) установлено к северу от устья р. Индигирки, твердый сток которой в два с лишним раза превышает сток р. Колымы. К западу, в районе Новосибирского мелководья, и к востоку, в районе Центрального плато, численность диатомей в осадках возрастает соответственно до 7,4 и 312 тыс. створок в 1 г осадка, и снижаясь у устья р.Колымы до 49-90 тыс. К востоку от нее содержание диатомей в донных осадках последовательно возрастает, и максимальная численность установлена в районе между Чаунской губой и проливом Лонга, где повсеместно превышает 1 млн. створок в 1 г осадка при максимальном содержании 5,9 млн. створок. Это особенно интересно, так как данный район Восточно-Сибирского моря характеризуется наиболее суровой ледовой обстановкой на шельфе арктических морей, низкими температурами поверхностных вод, которые даже летом редко превышают 5° С.

Обильным речным стоком и его опресняющим воздействием на прибрежные воды объясняется изменчивая экологическая структура диатомовых танатоценозов шельфа Восточно-Сибирского моря, а также высокая численность пресноводных диатомей на отдельных участках шельфа (рис. 8 б). Так, суммарное содержание пресноводных диатомей в юго-западном районе моря, куда через проливы Дм. Лаптева и Санникова поступают распресненные воды из юго-восточной части моря Лаптевых, составляет около 15-17%. К северу от устья р. Индигирки, на расстоянии до 70-100 км от берега, содержание пресноводных речных диатомей в осадках максимально и достигает 74-83%. На Центральном плато содержание пресноводных диатомей снижается до 1%, так как влияние стока р. Индигирки здесь ослаблено, а воды р. Колымы береговым течением переносятся преимущественно к востоку и северо-востоку и в данный район моря поступают в весьма ограниченных объемах. К северу от устья Колымы содержание пресноводных диатомей возрастает, причем, интересно отметить, что численность их к северу от устья реки значительно ниже (до 3-5%), чем к востоку и северо-востоку, куда распространяются, в основном, речные воды. В районе между Чаунской губой и устьем Колымы наблюдается постепенное снижение содержания пресноводных речных и озерно-болотных диатомей в осадках от 15-21% до 2-1% в районе Чаунской губы, и к востоку от нее суммарная численность пресноводных диатомей в танатоценозах не превышает долей процента.

Содержание морских неритических и панталассных диатомей в осадках Восточно-Сибирского моря также весьма изменчиво (рис. 8 в). В юго-западной части моря на глубинах 10-15 м их суммарное содержание не превышает 44% и сокращается в районе устья Индигирки на тех же глубинах до 12-17% и менее, в некоторых пробах донных осадков морские планктонные диатомеи вообще не были зарегистрированы. В районе Центрального плато (глубины 20-25 м) суммарная численность морских планктонных диатомей достигает 46-60% при минимальном содержании 8%. К востоку от устья Колымы (глубины 10-15 м) морские планктонные диатомеи составляют доли процента в танатоценозах поверхностного слоя донных осадков, но уже в районе Чаунской губы (глубины 20-30 м) при высокой общей численности диатомей, суммарное содержание их достигает 54-70%, а к востоку от нее (глубины 35-40 м) - 59-75% и более, что отражает в целом увеличение глубин в восточной части моря при отсутствии распресняющего воздействия речного стока.

Видовой состав морской планктонной флоры диатомей соответствует господствующей в Восточно-Сибирском море арктической водной массе: наиболее обычными видами, встреченными как в западной, так и в восточной частях моря, являются холодноводные аркто-бореальные и биполярные: Thalassiosira antarctica + Т. gravida (рис. 8 г), Т. nordenskioeldii (рис. 9 а), отдельные виды p. Chaetoceros. В районе Чаунской губы и к востоку от нее морская планктонная диатомовая флора наиболее разнообразна (более 40 таксонов), а суммарное содержание их достигает 100%, при этом основную массу (от 50 до 96%, лишь одна проба 27%) составляют представители рода Chaetoceros (споры-комплекс): С. mitra, С. affinis, С. diadema, С. debilis, С. furcellatus, С. septentrionalis и многочисленные неопределимые споры этого рода, последние составляют от 25 до 92% от общего количества створок в комплексах донных осадков. В состав доминантов входят также такие планктонные неритические диатомеи как Thalassiosira nordenskioeldii, Т. antarctica + Т. gravida. Группу субдоминантов образуют неритические - Porosira glacialis, Thalassiosira hyalina, Bacteriosira fragilis и панталассные Thalassionema nitzschioides, Coscinodiscus marginatus, C. oculus-itidis, Thalassiothrix longissima. Отмечены единичные створки редких в планктоне арктических морей относительно тепловодных видов - Thalassiosira oestruppii, Coscinodiscus asteromphalus, распространение которых в восточном секторе Арктики ограничено водами беринговоморского течения.

Содержание сублиторальных диатомей в осадках имеет другую направленность. В юго-западной мелководной части моря (глубины до 10-15 м) их суммарная численность составляет 48-50%, а к северу от устья Индигирки возрастает до 52-74%, при этом следует учитывать, что сублиторальные морские и солоноватоводно-морские диатомеи здесь представлены почти исключительно широко эвригалинными видами, среди которых абсолютное господство принадлежит полубентическому Thalassiosira bramaputrae v. septentrionalis (рис. 9 б).

В мелководном районе (глубины 10-15 м) между устьями Индигирки и Колымы содержание сублиторальных диатомей достигает 93%. К северу от устья Колымы на глубинах 20-15 м они составляли 21-28%, а к востоку от нее примерно на тех же глубинах - 7-16%. К востоку от Чаунской губы суммарное содержание сублиторальных диатомей также составляет 11-12% на глубинах 45-50 м, а к северу от нее всего 8%.

Таким образом, содержание сублиторальных диатомей в целом соответствует изменению глубин морского бассейна, т.е. максимально (до 93%) на глубинах, не превышающих 10-15 м в западной части моря, и сокращается до 8-12% на глубинах 45-50 м в восточной части моря. Следует учитывать, что видовой состав сублиторальной флоры в пределах Восточно-Сибирского моря испытывает значительные изменения. В западной части моря, воды которой распреснены речным стоком, доминирует повсеместно один широко эвригалинный полубентический вид Thalassiosira bramaputrae v. septentrionalis, содержание которого достигает в отдельных пробах 59-64% от общей численности диатомей в танатоценозах (в районе устья Индигирки).

К востоку численность этого вида постепенно снижается, однако в опресненной Чаунской губе он составляет до 63%, а к востоку от нее - не более 2-3%. В этой части моря сублиторальная группа диатомей разнообразна по составу (Diploneis smithii, D. subcincta, Navicula forcipata, N. concellata и др.), но численность отдельных видов, как правило, невысокая.

Распределение криофильной группы диатомей в танатоценозах поверхностного слоя донных осадков Восточно-Сибирского моря имеет следующие особенности (рис. 9 в). В юго-западной части моря у о. Бол. Ляховский, где летом сохраняются значительное время припайные льды, содержание криофильных диатомей составляет 8-10%. К северу от устья Индигирки, в условиях стационарной полыньи встречаются, как правило, лишь единичные створки криофильных диатомей. В районе устья Колымы суммарное содержание криофильных диатомей изменяется от долей процента до 3%, закономерно возрастая по мере удаления от устья реки. В восточной части моря - самом ледовитом участке шельфа арктических морей - содержание криофильных диатомей достигает 27-43%. Меняется по акватории и видовой состав криофильной флоры: если в западной части моря встречены в основном створки одного вида Nitzschia grunowii (см. рис. 9 е), то в восточной части состав криофильной флоры существенно богаче и представлены они Nitzschia grunowii, N. cylindrus, Fragilaria islandica, Navicula vanhoffenii, Chaetoceros septentrionalis, Detonula confervaceae, Pleurosigma stuxbergii и др.

Необходимо отметить также нередкую встречаемость в осадках шельфа Восточно-Сибирского моря единичных створок вымерших видов диатомей, принадлежащих морской неогеновой и палеогеновой флоре, что является косвенным свидетельством распространения на шельфе и отдельных участках прилегающих приморских низменностей морских кайнозойских отложений.

Море Лаптевых. Диатомовые танатоценозы поверхностного слоя донных осадков были исследованы автором к северу от устья р. Яны, где глубины моря составляют 10-20 м. В формировании донных осадков этого района моря определяющее значение имеет твердый сток рек Лены и Яны, составляющий соответственно 15,4 и 3,1 млн. т/год. Весьма значительно также поступление материала за счет процессов термоабразии берегов, темпы которых на Новосибирских островах достигают нескольких десятков метров в год. Донные осадки представляют собой в изученном районе моря тонкодисперсный глинистый ил с суммарным содержанием пелитовых компонентов до 94-99% и большим количеством в составе последних фракций мельче 0,001 мм [Аксенов и др., 1987]. Результаты исследования проб поверхностного слоя донных осадков показали значительные колебания содержания створок диатомей - от 7,4 тыс. створок/г до 3,2 млн. створок/г (см. рис. 8 а), что обусловлено изменчивостью гидрологических и седиментационных обстановок в данном районе моря. Обильным речным стоком определяется высокое содержание пресноводных диатомей в осадках (до 94%, см. рис. 8 б), которое сокращается по мере удаления от устья Яны до 15%.

В составе морских диатомей на расстоянии до 80-100 км от берега континента и 200 км от дельты р. Лены доминирует широко эвригалинный полубентический вид Thalassiosira bramaputrae v. septentrionalis (см. рис. 9 б), единично отмечены Porosira glacialis, Thalassiosira antarctica. На широте о. Бол. Ляховский при доминировании сублиторальных диатомей (48%) - Thalassiosira bramaputrae v. septentrionalis и др., значительно содержание морских неритических видов (36%) Thalassiosira nordenskioeldii, Т. antarctica, Porosira glacialis, Bacreriosira fragilis и др., а также криофилов (8%) Nitzschia grunowii, Chaetoceros septentrionalis, Detonula confervaceae, Thalassiosira bioculata, Fragilaria islandica и др.

Карское море является типичным эпиконтинентальным шельфовым морем со средними глубинами около 90 м и максимальными до 640 м. Наиболее распространенной гранулометрической разностью осадков исследованного западного района моря являются глинистые илы [Аксенов и др., 1987].

Результаты диатомового анализа поверхностного слоя донных осадков западной части Карского моря (см. рис. 5) показали в целом низкую насыщенность их диатомеями: 14% из исследованных проб створок современных диатомей не содержали (рис. 10 а), в 36% проб численность диатомей характеризовалась единичными створками в пересчете на 1 г сухого осадка, т.е. в половине исследованных проб остатки диатомей были крайне редки, в 25% проб общая численность диатомей составляла от 10 до 100 сворок/г осадка, при этом видовое разнообразие не превышало 10-20 таксонов на каждой станции, и только в 25% проб численность диатомей достигала 100 и более створок/г при максимальном содержании 667 створок в 1 г осадка (см. рис. 5 и 10 а).

Помимо современных видов диатомей в поверхностном слое донных осадков Карского моря постоянно встречаются обломки, иногда целые створки палеогеновых и меловых диатомей и силикофлягеллят во вторичном залегании, свидетельствующие о формировании современных осадков Карского моря в значительной степени за счет размыва и переотложения подстилающих пород. Наиболее частая встречаемость их установлена в Байдарацкой губе и в прибрежной зоне п-ова Ямал (рис. 10 б). В донных осадках у западного побережья полуострова отмечены пресноводные озерные неогеновые виды диатомей.

В видовом составе танатоценозов в поверхностном слое донных осадков исследованного района преобладают морские диатомеи (42 таксона). Относительно часто (25% исследованных проб) отмечены пресноводные диатомеи (20 таксонов), однако содержание их не превышает, как правило, долей процента, и только вдоль западного побережья полуострова Ямал пресноводные диатомеи являются постоянным компонентом танатоценозов донных осадков (2-5%) и содержание их достигает 21,7% от общей численности диатомей. Наиболее обильны среди них планктонные речные виды: Aulacoseira italica, A. subarctica, бентосные, как правило, встречаются в количестве 1-3 створок (Pinnularia spitzsbergensii, Eunotia praerupta v. bidens, E. monodon, P. brevicostata).

Доминирующую группу среди морских диатомей, как по видовому составу (27 таксонов), так и по численности (45-100%), образуют сублиторальные бентосные и полубентические виды (рис. 10 е), среди которых обилен Paralia sulcata. Численность других бентосных диатомей обычно не превышает нескольких створок/г осадка. Наиболее часто среди сублиторальных диатомей встречаются: Delphineis surirella, Diploneis subcincta, D. smithii, Thalassiosira bramaputrae v. septentrionalis.

Планктонные диатомеи составляют лишь небольшую часть (20%) известного видового разнообразия планктонной диатомовой флоры Карского моря, что обусловлено неблагоприятными для их накопления в осадках условиями седиментации и дефицитом растворенной в воде кремнекислоты. Установленные в осадках планктонные диатомеи принадлежат родам: Thalassiosira (3 таксона), Chaetoceros (1), Coscinodiscus (1), Thalassionema (1) и др. Биогеографический состав планктонной диатомовой флоры весьма однородный; как и в составе фитопланктона, большая часть видов принадлежит холодноводной аркто-бореальной флоре диатомей: Thalassiosira antarctica + Т. gravida, Coscinodiscus oculus-iridis, Bacteriosira fragilis. Из видов широкого географического распространения отмечены: Thalassionema nitzschioides, Thalassiosira constricta, Coscinodiscus curvatulus. Более часто планктонные диатомеи в поверхностных осадках встречаются в северной части изученного региона Карского моря (рис. 10 г). Криофильные диатомеи (рис. 11 а), как и планктонные, в осадках Карского моря встречаются редко, несмотря на высокую продуктивность криопелагических фитоценозов в данном районе моря [Усачев, 1968]. Из большого разнообразия криофильных диатомей, известных в Карском море, в поверхностном слое донных осадков встречены только Nitzschia grunowii, Thalassiosira bioculata, Navicula directa. Максимальная численность их установлена у северо-западной оконечности полуострова Ямал и совпадает с высоким содержанием планктонных диатомей в осадках (рис. 11 б).

Баренцево море. Современные осадки шельфа Баренцева моря отличаются небольшим разнообразием типов [Кленова, 1960; Аксенов и др., 1987]. Гидродинамические условия в бассейне создают обстановку, при которой тонкие глинистые фракции могут накапливаться только на сравнительно больших глубинах. В открытой части моря эта критическая глубина составляет величину порядка 80-100 м. На мелководных участках дна формируются преимущественно песчаные отложения.

Результаты исследований диатомовых водорослей показали в целом крайне низкую насыщенность диатомеями поверхностных осадков (см. рис. 10 а). Створки видов, представляющих современную диатомовую флору, отсутствовали почти в половине исследованных проб, в 30% проб отмечены лишь единичные створки диатомей, а в 9% численность их составляла от 10 до 100 створок/г осадка, и только в 13% проб она была относительно высокой и исчислялась тысячами створок/г. Таким образом, только пятая часть исследованных проб содержала относительно представительные в количественном отношении диатомовые комплексы, в остальных диатомеи либо отсутствовали, либо были представлены единичными экземплярами, не отражающими качественного состава современной диатомовой флоры.

Наименьшая численность установлена в восточных и северо-восточных районах Баренцева моря (см. рис. 10 а), где диатомеи были встречены лишь в небольшом числе исследованных проб (30%), и их концентрация нигде не превышала нескольких створок на 1 г осадка. К югу численность диатомей в осадках Баренцева моря возрастает. В юго-западных районах, относящихся к области верхнего шельфа, где преимущественное распространение имеет атлантическая водная масса, створки диатомовых водорослей установлены почти во всех исследованных пробах, и в грамме осадка их насчитываются десятки, иногда сотни экземпляров. На востоке, в области прибрежного мелководья, количество диатомей наибольшее и достигает тысяч створок в грамме осадка (максимально до 22 605 створок/г).

Бедность осадков баренцевоморского шельфа органическими остатками, включая все группы микрофоссилий, в том числе и диатомовые водоросли, общеизвестна [Джиноридзе, 1978 и др.]. Анализируя причины этого явления, М.В. Кленова [1960] объясняла бедность современных осадков Баренцева моря органическими остатками влиянием сильных течений, препятствующих осаждению илистых частиц и отмерших организмов, а также наличием в толще воды слоев различной плотности, задерживающих падение микроорганизмов на дно и способствующих растворению наиболее хрупких из них. Однако систематическое изучение этого вопроса до настоящего времени не проводилось.

Анализ распределения численности диатомей в поверхностном слое донных осадков и их гранулометрического состава позволяет сделать некоторые выводы [Полякова и др., 1992]. Размеры створок диатомей, характерных для Баренцева моря, соответствуют, в основном, размерности мелкоалевритовой фракции донных осадков (0,1-0,001 мм). После окончания вегетации створки отмерших водорослей включаются в те же седиментационные процессы, что и другие взвешенные частицы, поэтому наблюдается определенная зависимость концентрации диатомей в донных осадках Баренцева моря от их гранулометрического состава.

Поверхностные осадки срединной, глубоководной части моря и Новоземельского желоба, самые бедные диатомеями, представлены в основном глинистыми илами с высоким содержанием пелитовой фракции, в составе которой преобладают размерности менее 0,001 мм и незначительным - алевритовой и песчаной. В области верхнего шельфа, где численность диатомей составляет десятки, иногда сотни створок/г, содержание алевритовой фракции варьирует в широких пределах, оставаясь, в основном, высоким: в песках, нередко слабо сортированных, - от 2,1 до 43,4%, а в алевритах и несортированные отложениях - 21,8-61,8%. Также изменчиво содержание алевритовой фракции в донных осадках прибрежной мелководной области, характеризующейся наибольшей концентрацией диатомовых створок, что отвечает многообразию ее седиментационных обстановок. В гравийно-галечных отложениях и песках с гравием алевритовая фракция составляет от 0,5 до 6,2%, в преобладающих в данном районе разнозернистых песках - от 1,4 до 26,7%, и в несортированных песчани­стых и алеврито-песчано-глинистых отложениях повышается до 26,8-43,4%.

Продуктивность современных фитоценозов Баренцева моря относительно невысокая, как указывалось выше, из-за низкого содержания биогенных элементов в водах атлантического происхождения. Величины концентрации фитопланктона в период вегетации в верхнем, фотическом слое изменяются от 1-5 млрд. кл/м² в юго-западных районах Баренцева моря до 10 млрд. кл/м² в юго- восточных, достигая 50 млрд. кл/м² и более в приновоземельском районе [Рыжов и др., 1987; Савинов, 1987]. Однако в пробах поверхностного слоя донных осадков наименьшее содержание створок планктонных диатомей установлено в восточных и северо-восточных районах (см. рис. 10 г).

Видовой состав планктонных диатомей, встреченных в поверхностном слое донных осадков, включает 23 неритических и панталассных вида, что лишь в небольшой степени отражает разнообразие баренцевоморского диатомового планктона, насчитывающего, как указывалось выше, более 100 таксонов. Причина этого не только в неблагоприятных для планктонных диатомей условиях седиментации в Баренцевом море, но и в строении клеток диатомовых водорослей, часть их которых не имеют кремневого панциря, либо имеют тонкостенные панцири, которые в условиях дефицита кремнекислоты в баренцевоморских водах (почти повсеместно менее 10 мкг-ат Si/л) растворяются, не достигая дна.

Вместе с тем необходимо отметить, что распределение видов планктонных диатомей по поверхности дна моря строго соответствует их современным ареалам. Баренцево море расположено в зоне трансформации различных по происхождению водных масс. Основные из них - арктическая, атлантическая и собственно баренцевоморская, характеризуются определенным набором видов диатомей, различных по экологии и биогеографическому происхождению. В поверхностном слое донных осадков северо-восточных районов Баренцева моря, находящихся в области распространения преимущественно арктической водной массы, отмечены только холодноводные аркто-бореальные и биполярные виды: Thalassiosira antarctica + Т. gravida (в основном, споры, см. рис. 11 б), Coscinodiscus oculus-iridis и др. На юго-западе установлено наибольшее видовое разнообразие планктонных диатомей, представленных как холодноводными видами - Thalassiosira antarctica + Т. gravida, Coscinodiscus oculus-iridis, Bacteriosira fragilis, Porosira glacialis и др., так и относительно тепловодными видами, приносимыми водами Нордкапского течения из Северной Атлантики - Coscinodiscus radiatus, С. asteromphalus, Rhizosolenia styliformiis, Actinocyclus divisus и др. (рис. 11 e). К северу и востоку североатлантические виды постепенно исчезают как из состава фитопланктона, так и танатоценозов.

Важная составная часть диатомовой флоры Баренцева моря, как и других арктических морей, - криофильные виды диатомей, представленные небольшим числом видов: Nitzschia cylindrus, N. grunowii, Thalassiosira bioculata, Chaetoceros septentrionalis и др., являющихся доминантами по численности в весеннем фитоцене арктических вод. Южная граница распространения их меняется в зависимости от положения Полярного фронта.

Развиваясь на нижней и боковой поверхностях дрейфующих льдов, в зоне их контакта с морскими водами, криофилы обитают в верхних слоях воды, поэтому поступление их в осадки Баренцева моря, как и планктонных диатомей, ограничено активной гидродинамической средой и наличием в толще воды слоев различной плотности, задерживающих падение отмерших створок криофилов на дно, что способствует растворению наиболее хрупких из них в условиях дефицита в водах кремнекислоты. Численность их в осадках редко превышает 10 створок/г (см. рис. 11 а). Максимальное обилие криофилов достигает 16 700 створок/г осадка и приурочено к зоне контакта арктических и атлантических водных масс.

Доминируют в комплексах донных осадков Баренцева моря сублиторальные диатомеи (см. рис. 10 в), развивающиеся в придонном слое воды, чаще в грунтах и обрастаниях водных растений, на глубинах обычно до 50 м. Преобладание сублиторальных диатомей в глубоководных районах моря (более 100-200 м) может быть связано только с транспортировкой их придонными течениями. Относительно высокие концентрации растворенной кремнекислоты в придонных водах обеспечивают им более благоприятные, чем планктонным диатомеям, условия сохранности и аккумуляции в осадках. Среди сублиторальных диатомей максимальную численность имеет полубентический вид Paralia sulcata, наиболее обильный в южных и, особенно, юго-восточных районах моря (рис. 11 г).

Отличительной особенностью диатомовых танатоценозов поверхностного слоя осадков Баренцева моря является частая встречаемость в их составе (30% исследованных проб) переотложенных меловых, реже палеогеновых видов диатомей (см. рис. 10 б), что указывает на формирование донных осадков в значительной степени за счет размыва и переотложения более древних подстилающих пород. Среди ископаемых переотложенных диатомей в поверхностном слое донных осадков Баренцева моря наиболее часто встречаются: Coscinodiscus senarius, Paralis sulcata v. crenulata, Melosira architectularis, Hemialus polymorphis, Pyxidicula turris v. arctica, P. grunowii, Pyxilla oligocenica, Sceletonema utricullosum.

Основные закономерности формирования танатоценозов диатомей в поверхностном слое донных осадков арктических морей

Результаты проведенных исследований диатомей в донных осадках, арктических морей Евразии позволяют сделать общие выводы, касающиеся закономерностей формирования диатомовых танатоценозов.

Для характеристики диатомовых танатоценозов важным показателем является общая численность створок диатомей в пересчете на 1 г сухого осадка, которая в поверхностном слое осадков арктических морей изменяется в чрезвычайно широких пределах - от единичных створок или их полного отсутствия до нескольких миллионов, имея тенденцию к увеличению с запада на восток в пределах арктического шельфа Евразии (рис. 12). Определяющими факторами в формировании общей численности диатомей являются особенности гидробиологических и гидрохимических условий, а также седиментационных обстановок на шельфе.

Наибольшая численность диатомей характерна в целом для Восточно-Арктических морей, находящихся в большей или меньшей степени под влиянием высокопродуктивных беринговоморских вод. Накоплению биогенного кремния в осадках (диатомеи, спикулы губок) благоприятствуют также достаточно высокие концентрации растворенного кремния в воде, который поступает в Чукотское море с беринговоморским течением, а в Восточно-Сибирское и юго-восточную часть моря Лаптевых с речным стоком.

Донные осадки Чукотского моря характеризуются максимально высоким в ряду других арктических морей содержанием диатомей в осадках (до 13,6 млн. створок/г), а также концентрацией аморфного кремнезема (до 10-13%), образующегося, в основном, за счет кремневых панцирей диатомей. Это обусловлено как высокой продуктивностью вод, так и поступлением взвешенного материала через Берингов пролив, количество которого значительно превышает объем осадочного материала из всех других источников, вместе взятых. При этом не менее половины взвеси составляет диатомовый планктон.

В морях Лаптевых и Восточно-Сибирском мощная адвекция сибирских рек определяет пестроту фациальных обстановок осадконакопления и соответствующих им диатомовых танатоценозов. Лимитирующим фактором накопления диатомей в осадках этих морей является обильное поступление терригенного материала, как за счет твердого речного стока, так и интенсивной термоабразии берегов, что приводит к резкому снижению концентрации диатомей в осадках на отдельных участках шельфа. Несмотря на это, диатомеи были установлены во всех исследованных пробах донных осадков и численность их достигала 3,2 млн. створок/г в восточной части моря Лаптевых, и изменялась от 570 створок до 5,9 млн. створок/г в Восточно-Сибирском море. Наименьшее содержание диатомей установлено в осадках западной части Восточно-Сибирского моря, где происходит активная термоабразия берегов материка и островов Новосибирского архипелага, сложенных многолетнемерзлыми породами с большим содержанием грунтовых льдов (до 80%), и обилен вынос речных наносов, поставляемых Индигиркой, Алазеей, Колымой и другими реками. Общая численность створок диатомей в этом районе редко превышала 10 000 экземпляров/г. К востоку от устья Колымы она почти повсеместно составляла от нескольких сотен тысяч до пяти и более миллионов створок/г.

Баренцево и западная часть Карского морей, находящиеся под влиянием североатлантических вод, характеризуются наименьшим содержанием диатомей в осадках. Почти половина исследованных проб поверхностного слоя донных осадков этих морей не содержали створок современных диатомовых водорослей. В некоторых из них установлены только единичные переотложенные палеогеновые и меловые формы. Как показали результаты проведенных исследований, это обусловлено главным образом дефицитом в водах этих морей кремнекислоты, что приводит к растворению кремневых створок диатомей в процессе их погружения на дно после окончания вегетации, а также неблагоприятными гидродинамическими и седиментационными условиями. Анализ распределения в донных осадках планктонных диатомей выявил строгую приуроченность видов современным ареалам. Вместе с тем, численность планктонных диатомей и их процентное содержание в танатоценозах не всегда находится в прямой зависимости от глубин бассейна, а определяется сложным сочетанием гидродинамических, гидрохимических и седиментационных условий.

В Чукотском море почти повсеместно на глубинах уже более 5-10 м доминируют планктонные неритические виды и криофилы с участием панталассных видов (рис. 13). В поверхностном слое донных осадков Восточно-Сибирского моря к востоку от устья Колымы на глубинах порядка 10-30 м содержание планктонных диатомей в сумме, с учетом встречаемости, также достигает 100%. Иная картина соотношения планктонных и бентосных диатомей наблюдается в Восточно-Сибирском море к западу от устья Колымы. Здесь на тех же глубинах, что и в восточной части моря (до 10-20 м), наиболее обильны в танатоценозах поверхностного слоя донных осадков разнообразные бентосные виды и полубентические, широко эвригалинные виды, в сумме составляющие от 27 до 93%. В юго-восточной части моря Лаптевых в поверхностном слое донных осадков на глубинах до 15 м нередко доминируют планктонные речные диатомеи, поступающие в прибрежную зону моря со стоком рек Лены и Яны, а на удалении от берега - комплекс холодноводных диатомей с участием ледово-неритических и криофильных видов. В Баренцевом и Карском морях доминируют в танатоценозах сублиторальные диатомеи, развивающиеся в придонном слое воды. Для накопления планктонных диатомей в осадках, так же, как и криофильных, гидрохимические и гидродинамические условия неблагоприятны.

Анализ распределения в поверхностном слое донных осадков арктических морей криофильных диатомей, входящих в состав биоценозов морских льдов, выявил определенную зависимость между ледовитостью бассейнов и содержанием криофилов в танатоценозах. Результаты исследований показали, что постоянно высокая численность криофильных диатомей (от 25 до 43%) характерна для осадков восточной части Восточно-Сибирского моря (рис. 14), где почти круглый год сохраняется сплоченный ледовый покров. В Чукотском море она изменяется от 4 до 50%, а в западной части Восточно-Сибирского моря и юго-восточной части моря Лаптевых составляет доли процента, что связано с отепляющим и опресняющим воздействием огромного водного стока рек Восточной Сибири. В Баренцевом и западной части Карского морей численность криофилов в донных осадках, как и планктонных диатомей, ограничена неблагоприятными для их легких створок условиями седиментации (см. рис. 12).

Пресноводные диатомеи, поступающие в арктические моря с речными вода­ми и льдами, дают разнообразную информацию о гидробиологических условиях на шельфе арктических морей. На большей части акватории Баренцева и западной части Карского морей пресноводные диатомеи в поверхностном слое донных осадков практически не встречаются. В незначительных количествах они отмечены в фиордах Кольского полуострова и Новой Земли, Печорском море и вдоль северо-западной оконечности п-ова Ямал. В то же время, в Обской губе, Янском заливе, близ устья р. Колымы танатоценозы прибрежно-морских осадков нередко почти на 100% состоят из речных видов. В Чукотском море пресноводные виды встречаются в донных осадках по всей его акватории, что связано с выносом в море и таянием речных льдов, однако содержание их в танатоценозах вдали от берега не превышает долей процента. Частично пресноводные диатомеи поступают в Чукотское море с водами беринговоморского течения, содержащими взвесь р. Юкон, что устанавливается по видовому составу планктонной пресноводной флоры, не характерной для рек арктического побережья Чукотки.

ГЛАВА 2. БИОСТРАТИГРАФИЯ МОРСКИХ ВЕРХНЕКАЙНОЗОЙСКИХ ОТЛОЖЕНИЙ АРКТИЧЕСКОГО ПОБЕРЕЖЬЯ СЕВЕРНОЙ ЕВРАЗИИ (ПО ДИАТОМЕЯМ)

Представительные комплексы ископаемых диатомей в морских отложениях, слагающих низменности арктического побережья Северной Евразии и прилегающий шельф, встречаются редко, однако, несмотря на это, к настоящему времени накоплен уже достаточно обширный материал, характеризующий с большей или меньшей полнотой отдельные этапы развития морской диатомовой флоры Арктики в позднем кайнозое. В настоящей главе изложены результаты проведенных автором исследований ископаемых морских верхнекайнозойских комплексов диатомей Валькарайской и Ванкаремской низменностей Северной Чукотки, Новосибирских островов, Северной Якутии (п-ова Св. Нос), севера Западной Сибири и Русской равнины, а также критического анализа известных в литературе морских позднекайнозойских флор с позиций зональной диатомовой стратиграфии (рис. 15).

2.1. Региональный обзор ископаемых морских диатомовых флор

2.1.1. Северная Чукотка

Приморские низменности Северной Чукотки сложены кайнозойскими континентальными и морскими отложениями, стратиграфическое расчленение их основано преимущественно на палинологических данных, возрастная интерпретация которых бывает далеко не однозначной. В связи с этим установление надежных стратиграфических реперов по морским организмам, в первую очередь по диатомеям, для которых разработаны детальные стратиграфические схемы в северных областях Тихого океана, имеет ключевое значение не только для стратиграфии Северной Чукотки, но и решения целого ряда кардинальных вопросов палеогеографии позднего кайнозоя Северо-Востока Азии.

Ванкаремская низменность

В исследованных кайнозойских отложениях Ванкаремской низменности морские комплексы диатомей установлены в отложениях среднерыгытгынской подсвиты и верхневельмайской свиты [Зырянов и др., 1992]. Среднерыгытгынская подсвита сложена на севере низменности тонкозернистыми алевритистыми песками, иногда с прослоями торфа, и глинами. Отмечаются маломощные прослои галечника, обломки древесины, а также единичные створки морских диатомей: Paralia sulcata v. biseriata, Pyxidicula turris и раковины фораминифер Cibicides sp. Верхнерыгытгынская подсвита на севере впадины представлена преимущественно мелкозернистыми песками, иногда с галькой, и галечниками с алевроглинистым заполнителем, реже - алевритами и глинами с примесью галек, часто оторфованными, диатомовые водоросли не установлены.

В отложениях верхневельмайской подсвиты автором установлена таксономически разнообразная, преимущественно морская флора диатомей, в составе которой численно господствуют неритические и сублиторальные виды (рис. 16). Присутствие в составе диатомового комплекса индекс-вида зональной стратиграфической шкалы северотихоокеанского региона - Denticulopsis dimorpha - позволяет отнести его к одноименной зоне, стратиграфический объем которой определяется биозоной индекс-вида [Koizumi, 1992]. Верхняя граница зоны устанавливается в пределах первой палеомагнитной инверсии эпохи 10 палеомагнитной стратиграфической шкалы (см. рис. 1), а основание - на границе палеомагнитных эпох 10 и 11, и возрастной интервал зоны согласно последним уточненным данным определяется от 9,9-9,8 до 8,9-8,8 млн. лет назад [Barron and Gladenkov, 1995], что соответствует началу позднего миоцена. Из видов узкого вертикального диапазона распространения следует указать также: Thalassionema cf. hirosakiensis, Denticulopsis cf. hustedtii, Thalassiosira grunowii (sin. Coscinodiscus plicatus), Thalassiosira yabei, T. manifesta, совместное стратиграфическое распространение которых также приурочено к началу позднего миоцена.

Помимо морских диатомовых водорослей в данных отложениях присутствуют и пресноводные виды Aulacoseira italica f. curvata, A. praegranulata, Cyclotella temperei и др., что свидетельствует о прибрежно-морских сублиторальных условиях накопления вмещающих их осадков. Обилие галечников и наличие валунов позволяет предполагать высокогорный рельеф в обрамлении впадины, активное его разрушение и вынос грубообломочного материала в прибрежную зону моря.

Биогеографический состав морской диатомовой флоры неоднородный: наряду с преобладающими холодноводными, преимущественно бореальными видами (Coscinodiscus marginatus f. fossilis, Thalassiosira manifesta, Denticulopsis cf. liustedtii, Pyxidicula inermis, Thalassionema hirosakiensis), отмечены единичные тепловодные элементы флоры (Thalassiosira yabei, Xanthiopyxis diaphana, Ikebea tenuis). Характерной особенностью данных ассоциаций является участие в их составе криофильных видов диатомей: Detonula confervaceae, Chaetoceros septen- trionalis, Nitzschia grunowii, а также ледово-неритического Thalassiosira gravida, указывающих на холодноводность и ледовитость морского бассейна.

В темно-серых алевритистых суглинках (45,8-37 м), залегающих с размывом на преимущественно галечных отложениях верхневельмайской подсвиты, численность и видовое разнообразие диатомей несколько ниже. Представлены они также преимущественно морскими видами, в составе которых доминирует сублиторальный Paralia sulcata. Группу планктонных диатомей образуют как виды широкого стратиграфического диапазона: Coscinodiscus symbolophorus, Pyxidicula turris, так и виды ограниченного вертикального распространения, для которых по материалам из северо-западных районов Тихого океана установлены датированные уровни эволюционного появления и исчезновения в океанических осадках. Такими индекс-видами являются: Thalassiosira convexa v. aspinosa, T. miocenica, Cosmiodiscus insignis, Actinocyclus ingens, Ikebea tenuis.

Совместное нахождение этих видов позволяет отнести выделенный комплекс к зоне Neodenticula kamtschatica в объеме, принятом И.Койзуми [Koizumi, 1985, 1992], соответствующем концу позднего миоцена (см. рис. 1).

Таким образом, устанавливаемый в подошве этой толщи размыв, а также возрастной разрыв стратиграфического распространения выделенных комплексов свидетельствуют о значительном периоде перерыва осадконакопления и формирование толщи суглинков, вероятно, соответствует самостоятельному этапу морского осадконакопления на Ванкаремской низменности, что подтверждается и данными палинологического анализа [Зырянов и др., 1992].

В составе диатомовых комплексов следует отметить также отсутствие криофильных диатомей, ледово-неритические представлены двумя формами Thalassiosira gravida. В группе пресноводных диатомей присутствуют как современные виды Pinnularia brevicostata, P. borealis, Cyclotella meneghiniana, так и неогеновые вымершие виды - Aulacoseira islandica f. curvata, A. praegranulata.

В вышележащих отложениях (20-37 м), преимущественно гравийно-галечниковых и супесчаных, установлен обедненный в видовом и количественном отношении комплекс диатомей (см. рис. 16), включающий морские и пресноводные виды. Морские диатомеи представлены как неогеновыми видами, вымирающими на различных стратиграфических уровнях, так и современными, характерными для Чукотского моря, что затрудняет возрастную оценку данного комплекса.

Валькарайская низменность

Наиболее детально в литолого-фациальном и палеонтологическом отноше­ниях кайнозойские отложения Северной Чукотки изучены в пределах Валькарайской низменности, где они вскрыты многочисленными скважинами и горными выработками [Сухорослов, 1978; Данилов и Полякова, 1989а, и др.]. Выше палеогеновых кор выветривания снизу вверх выделяются рыпильхинская, рывеемская, энмакайская свиты и валькарайские слои [Решения 2-го ..., 1978; Сухорослов, 1978; Данилов и Полякова, 1989а], а также разнообразные в фациальном отноше­нии отложения верхнего плейстоцена и голоцена, которыми сложены наиболее низкие морские и лагунные террасы, береговые валы, бары и другие прибрежные формы рельефа.

Рыпильхинская свита представлена в основном лигнитоносными суглинками и супесями, реже глинами, преимущественно лагунного генезиса. Возраст ее оценивается олигоцен-миоценом [Пуминов и др., 1972], поздним олигоценом - ранним миоценом [Сухорослов, 1978 и др.], олигоценом-средним миоценом [Решения 2-го ..., 1978]. В отложениях рыпильхинской свиты диатомеи встречаются постоянно, но, как правило, в виде единичных створок и обломков створок морских и пресноводных диатомей. При этом чередование в разрезах серых и сизовато-серых тонкозернистых, хорошо отсортированных песков и коричневато-серых “шоколадных” глин и алевритов с прослоями лигнитов и включениями мелкой среднеокатанной гальки и гравия соответствует преобладанию морских либо пресноводных видов диатомей. Наиболее полные, выделенные автором комплексы диатомей, позволяют охарактеризовать лишь отдельные этапы формирования рыпильхинской свиты и не исключают возможности более широкой возрастной и генетической интерпретации свиты в целом.

Более древний комплекс морских диатомей (рис. 17) представлен видами, стратиграфическое распространение которых ограничено в целом неогеном. Отсутствие пелагических индекс-видов зональной диатомовой шкалы затрудняет корреляцию выделенного комплекса с северотихоокеанской диатомовой шкалой. Вместе с тем, для ряда видов по материалам глубоководного бурения из северных районов Пацифики определены уровни эволюционного появления и исчезновения в осадках. Так, для неритического Kisseleviela carina, наиболее обильного в нижнемиоценовых отложениях (зона Thalassiosira fraga) [Akiba, 1986], верхний возрастной предел стратиграфического распространения устанавливается в начале позднего миоцена [Oreshkina and Radionova, 1990]. Отличающийся полиморфизмом вид Actinocyclus ingens широкое развитие получает с конца раннего миоцена (зона Crucidenticula kanaya) [Akiba, 1986], обильный в осадках среднего миоце0на, он практически исчезает в конце позднего миоцена (зона Neodenticula kamtschatica) [Koizumi, 1985, 1992] (рис. 1), где отмечен в виде единичных экземпляров [Akiba and Yanagisawa, 1986; Орешкина, 1989, и др.]. Время эволюционного появления Ikebea tenuis устанавливается в пределах зоны Thalassiosira fraga (нижний миоцен) [Akiba, 1986], исчезновения - в нижней части зоны Neodenticula kamtschatica (конец позднего миоцена) [Koizumi, 1992], а географическое распространение ограничено районами северо-западной Пацифики и Норвежско-Гренландским бассейном.

Среднемиоценовый вид Pyxidicula schenckii в северо-западных районах Тихого океана не переходит нижней границы зоны Denticulopsis dimorpha [Oreshkina and Radionova, 1990] - начало верхнего миоцена [Barron and Gladenkov, 1992]. Ограниченный диапазон вертикального распространения имеют виды: Thalassiosira grunowii (13,75 - 7,4 млн. лет) [Barron, 1992], Thalassiosira yabei, который появляется в пределах зоны Crucidenticula nicobarica [Akiba and Yanagisawa, 1986] и исчезает из осадков северных областей Тихого океана в пределах зоны Denticulopsis katayamae [Koizumi, 1985; Akiba and Yanagisawa, 1986], а по данным Т. В. Орешкиной [1989] - в основании зоны Thalassionema schraderii, что соответствует второй половине среднего - первой половине позднего миоцена. Концом среднего (зоны Thalassiosira yabei, Denticulopsis katayama) - первой половиной позднего миоцена ограничено время эволюционного развития Thalassiosira manifesto.

Таким образом, стратиграфическое распространение видов данного комплекса приурочено в основном к концу среднего - началу позднего миоцена (зона Thalassiosira yabei) [Koizumi, 1992; Barron and Gladenkov, 1992]. Присутствующие в его составе Pseudopyxilla americana, Kisseleviella carina, Pyxidicula spinosissima, обильные в верхнеолигоценовых или нижнемиоценовых осадках, вероятно, переотложены из более древних морских горизонтов, что является косвенным свидетельством развития морских трансгрессий на северном побережье Чукотки в конце олигоцена - раннем миоцене.

Более молодой комплекс диатомей, выделенный из отложений рыпильхинской свиты, представленных тонкими алевритами с включениями хорошо окатанной гальки, прослоями и линзами лигнитов и растительного детрита, установлен в разрезах шахт в нижнем течении р. Рывеем. При этом в нижней части толщи алевритов с песчаными прослоями установлен комплекс диатомей, близкий по систематическому составу первому комплексу диатомей рыпилъхинской свиты, описанному выше, и включает: Actinocyclus ingens, Ikebea tenuis, Pseudopyxilla americana, Pyxidicula schenckii, Cymatosira debyi, Coscinodiscus symbolophorus и др. Контакт между опесчаненной и лигнитизированной частями толщи алевритов неровный.

В составе второго комплекса диатомей из отложений рыпилъхинской свиты отсутствует ряд форм, установленных в нижележащих отложениях (Kisseleviella carina, Pterotheca kittoniana v. kamtschatica, Pyxidicula schenckii). Наиболее яркой чертой данного комплекса является видовое разнообразие рода Thalassiosira, который представлен Т. manifesto, Т. punctata, Т. undulosa, Т. nidulus, Т. gravida_t Т. nativa, Т. haynaldiella, Т. marujamica, Т. orientalis, Т. singular is и др. (см. рис. 17). Впервые отмечены Pyxidicula zabelinae, Cosmiodiscus insignis, время начала эволюционного развития которых в северной Пацифике - первая половина позднего миоцена.

Для ряда видов известны датированные уровни стратиграфического появления в северных областях Тихого океана: Thalassiosira nativa - 8,7 млн. лет, Т. punctata - 8,2 (8,1) млн. лет, Т. marujamica - 7,9 (7,8) млн. лет [Barron, 1992] и Т. singularis - 7,3 (7,1) млн. лет [Barron and Gladenkov, 1995], соответствующие в целом зональным подразделениям Denticulopsis dimorpha Thalassionema schraderii [Koizumi, 1992] (см. рис. 1). В пределах зоны D. dimorpha в осадках северо-западной окраины Тихого океана [Oreshkina and Radionova, 1990] впервые фиксируются Thalassiosira nidulus и Pyxidicula zabelinae. Несколько позднее (зона Denticulopsis katayamae) в данном районе также встречен холодноводный Cosmiodiscus insignis. Появление этих и других холодноводных видов, в том числе и Thalassiosira gravida (две формы), отмечено в районе Японского желоба (DSDP Leg. 57 [Barron, 1980], DSDP Leg. 87 [Akiba, 1986]) в верхней части зоны Rouxia californica по схеме И. Койзуми [Koizumi, 1992], (см. рис. 1), в северо-восточных районах Пацифики несколько ранее - около 7,9-8,0 млн. л.н. (Site 884, Leg. 145 [Barron and Gladenkov, 1995]), и связывается с позднемиоценовым похолоданием.

Для ряда видов известны возрастные границы верхнего предела стратиграфического распространения [Barron, 1992; Barron and Gladenkov, 1995]: Thalassiosira singularis - 5,8 млн. л.н., T. nativa - 4,9 млн. л.н., Cosmiodiscus insignis – 4,4 млн. л.н., Pyxidicula zabelinae - 2(2,2) млн. л.н., Thalassiosira punctata - 1,5 млн. л.н., T. nidulus - 0,28 (0,39) млн. л.н., т.е. совместное распространение видов данного комплекса не выходит за пределы позднего миоцена.

Этому не противоречит и стратиграфическое распространение других видов этого комплекса (см. рис. 17) за исключением Thalassiosira yabei, верхняя граница стратиграфического распространения которого в экваториальных и средних широтах Тихого океана изохронна [Koizumi, 1985] и устанавливается либо в средней части эпохи 8 обратной полярности палеомагнитной шкалы, либо несколько выше первой положительной инверсии магнитного поля эпохи 8, которой соответствует нижняя часть зоны Thalassionema schraderii [Barron, 1992]. Почти все виды второго комплекса диатомей рыпильхинской свиты в отличие от первого, являются холодноводными и географическое распространение их в неогене было ограничено бореальными районами Тихого океана. Характерно присутствие в его составе криофилов - Nitzschia grunowii, Detonula confervaceae.

Наибольшее сходство систематического состава данный комплекс обнаруживает с диатомовыми ассоциациями зон Thalassionema schraderii и Rouxia californica по схеме И. Койзуми [Koizumi, 1992] или Т. schraderii по схеме Дж. Баррона и А.Ю. Гладенкова [Barron and Gladenkov 1995] северотихоокеанской шкалы (середина позднего миоцена), которые отмечены изменением сложившейся структуры диатомовых ассоциаций, появлением новых элементов диатомовой флоры, главным образом, из рода Thalassiosira.

Третий комплекс диатомей, выделенный в отложениях рыпильхинской свиты, приурочен к толще лигнитизированных алевритов и представлен разнообразными морскими, пресноводными и солоноватоводными видами, характеризующими лагунные условия осадконакопления. Доминируют планктонные пресноводные Aulacoseira praegramdata, Paralia jouseana, а в составе морских - Paralia sulcata, Pyxidicula zabelinae.

Стратиграфически выше лигнитизированных отложений рыпильхинской свиты на ее размытой поверхности, а также за пределами ее распространения на коренных породах и палеогеновых корах выветривания залегает толща галечников (рывеемская свита), приуроченных к древним погребенным неглубоко врезанным речным долинам. Они включают слабоуглефицированные обломки веток, иногда сглаженные стволы деревьев, а в верхней части грунтовые псевдоморфозы по вытаявшим ледяным жилам. Возраст отложений определяется в целом как плиоценовый [Данилов и Полякова, 1989а].

В отложениях рывеемской свиты установлены разнообразные по систематическому составу, но, как правило, плохой сохранности морские и пресноводные диатомеи. Состав морских диатомей обнаруживает определенное сходство с диатомовыми комплексами из подстилающих отложений рыпильхинской свиты (см. рис. 17). Для некоторых видов (Thalassiosira nidulus. Т. punctata. Т. jacksonii, Pyxidicula zabelinae и др.), как указывалось выше, установлены датированные уровни верхнего стратиграфического распространения в осадках северных областей Тихого океана.

Вместе с тем, значительная часть видов отмечена в данном комплексе впервые и не встречена в лигнитизированной толще. Время их эволюционного появления в северных районах Тихого океана определяется концом миоцена-плиоценом, что исключает возможность их переотложения из нижележащих, в целом, миоценовых отложений и дает основания полагать, что данный комплекс и вмещающие его отложения соответствуют самостоятельной морской трансгрессии. В их числе: неогеновый вымерший вид Thalassiosira convexa, эволюционное развитие которого ограничено интервалом времени 6,2 (6,1) - 2,3 млн. л.н., и Т. antiqua - от 7,6 до 1,43 млн. л.н. [Barron, 1992], современный широко распространенный вид Т. oestrupii, появляющийся 5,2 млн. л.н. В целом, плиоценом ограничено распространение Cosmiodiscus intersectus, который ранее (в комплексе с С. insignis) также был выделен в рывеемских отложениях [Сухорослов, 1978; Невретдинова, 1982]. Характерной особенностью данного комплекса является появление разнообразных эндемичных аркто-бореальных видов - Bacterosira fragilis, Chaetoceros diadema, Thalassiosira nordenskioeldii, Rliizosolenia setigera v. arctica, Porosira glacialis и других, обычных в современном планктоне арктических морей.

Корреляция данного комплекса с подразделениями северотихоокеанской диатомовой шкалы затруднена ввиду отсутствия зональных индекс-видов. Вместе с тем совместное стратиграфическое распространение видов, входящих в его состав, в северо-западных районах Тихого океана не выходит за пределы нижнеплиоценовой зоны Thalassiosira oestrupii. Наибольшая близость систематического состава диатомовых ассоциаций рывеемской свиты устанавливается с комплексом диатомей толщи 11 лимимтеваямской свиты о. Карагинского (зона Т. oestrupii) [Орешкина, 1980, 1989]. Отличия связаны, главным образом, с присутствием в составе рывеемского комплекса группы холодноводных диатомей, в том числе криофильных и ледово-неритических Thalassiosira nordenskioeldii, Baclerosira fragilis, Detonula confervaceae, Nitzschia cylindrus и некоторых других, которые появляются в разрезах о. Карагинского на уровне зоны Neodenticula koizumii - N. kamtschatica (толща 12 лимимтеваямской свиты), а на севере Чукотки - в верхнемиоценовых отложениях Ванкаремской и Валькарайской низменностей.

Морские пески и алевриты с крупнообломочными каменными включениями (энмакайская свита) занимают вполне определенное положение в разрезе толщи кайнозойских отложений Валькарайской низменности [Сухорослов, 1978; Данилов и Полякова, 1989а и др.]. Вместе с тем, остается не вполне ясным соотношение стратотипа свиты у мыса Энмакай с относимыми к ней слоями, залегающими в основном ниже уровня моря на территории низменности. Возраст отложений, вскрывающихся в береговых обрывах у м. Энмакай, определяется от плиоцена [Сухорослов, 1978] до голоцена включительно [Дегтяренко, 1971]. Фауна морских моллюсков, описанных в данном разрезе, представлена исключительно современными аркто-бореальными видами (Масота baltica, Муа truncata ovata, М. pseudoarenaria), в то время как морская флора диатомей [Белевич, 1969] включает современные и вымершие виды, часть из которых являются несомненно переотложенными. В первую очередь к ним относятся грубопанцирные палеогеновые и неогеновые (вымершие в среднем миоцене) виды: Pyxidicula schenckii, Pseudopvxilla americana, Actinoptychus vulgaris, A. splendens, Aulacodiscus lahusennii, A. probabilis, Odontella tuomeyi и др. Выдержанную группу образуют неогеновые виды, обильные в отложениях рыпильхинской и рывеемской свит (Thalassiosira manifestа, Т. convexa, Cosmiodiscus insignis и др.). Учитывая возможное их переотложение, вывод М.А. Белевич о неогеновом возрасте морских отложений у м. Энмакай не представляется бесспорным.

Разнообразную по видовому составу группу образуют представители современной морской диатомовой флоры, включающие в основном холодноводные неритические и сублиторальные виды.

Тонкие пески и алевриты, относимые к энмакайской свите и залегающие, как правило, ниже уровня моря, образуют выдержанный горизонт мощностью 10-15 м. Они содержат фауну арктических и аркто-бореальных моллюсков (Масота calcarea, Portlandia arctica, Aslarte montagui и др.), а также достаточно богатые комплексы фораминифер и морских остракод. Согласно В.И. Гудиной [Гудина и др., 1984] почти половина комплекса фораминифер не имеет аналогов в морском плейстоцене Севера Евразии и обнаруживает большое сходство с комплексами из отложений анвильской трансгрессии Аляски. Однако анвильская фауна по данным Дж. Брайем [Brigham, 1985 и др.] включает разновозрастные, в значительной степени переотложенные комплексы фораминифер. Иногда энмакайская свита расчленяется на две подсвиты: нижняя (морская) сопоставляется с пинакульской свитой восточной Чукотки [Сухорослов, 1978] или берингийской трансгрессией на Аляске [Баранова и Бискэ, 1982]; верхняя (прибрежно-морская, пляжевая) относится к концу позднего плиоцена - началу четвертичного периода [Баранова и Бискэ, 1982] или одному из межледниковий четвертичного периода, возможно, среднечетвертичному [Сухорослов, 1978].

Палеомагнитный анализ разреза энмакайской свиты [Сухорослов и Минюк, 1982] показал, что нижнеэнмакайская подсвита в целом намагничена обратно. В ее нижних горизонтах имеется эпизод прямой полярности, который авторы сопоставляют с эпизодом Харамильо. Верхнеэнмакайская подсвита намагничена прямо. Высказано предположение, что возрастной предел энмакайской свиты укладывается в рамки эоплейстоцена-раннего плейстоцена.

Диатомовые водоросли в отложениях энмакайской свиты наиболее обильны как в видовом (более 200 таксонов), так и количественном отношении (см. рис. 17) и представлены морскими, солоноватоводными и пресноводными видами при численном доминировании морских диатомей; пресноводные озерно-аллювиальные виды встречаются в виде единичных створок. Руководящий комплекс образуют аркто-бореальные и биполярные неритические Thalassiosira nordenskioeldii, Т. gravida + Т. antarctica, Bacterosira fragilis, Porosira glacialis и другие характерные представители современного планктона арктических морей, многочисленны споры p. Chaetoceros и криофилы: Nitzschia grunowii, N. cylindrus. Detonula confervaceae, Chaetoceros septentrionalis и др. В то же время обильны относительно тепловодные для Чукотского моря виды: Proboscici cilata, Rhizosolenia calcaravis, Coscinodiscus asteromphalus, C. radiatus, C. perforatus, Chaetoceros didymus и др., современное распространение которых в Чукотском море приурочено к водам беринговоморского течения.

Корреляция энмакайских комплексов диатомей с зональной диатомовой шкалой Северной Пацифики представляет определенные трудности, в первую очередь, в связи с присутствием в их составе большого числа переотложенных неогеновых видов, вопрос о вторичном залегании которых не всегда может быть решен однозначно. Степень их сохранности и участия в тафоценозах изменчива как по простиранию, так и в отдельных разрезах. Несомненно, переотложенными можно считать такие виды как Kisseleviella carina, Pterotheca reticulata, Actinocyclus irtgens, Pseudopyxilla americana, Thalassiosira yabei и некоторые другие, вымирающие еще в миоцене. Сложнее решается вопрос о возможном участии в составе энмакайских комплексов таких характерных представителей диатомовой флоры, как Thalassiosira jouseae, Т. punctata, Cosmiodiscus insignis + С. intersectus, Pyxidicida zabelinae и ряда других, исчезновение которых в океанических осадках устанавливается на различных этапах плиоцена и плейстоцена. Вместе с тем, по сравнению с диатомовыми комплексами из подстилающих верхнемиоценовых и плиоценовых отложений, комплексы диатомей энмакайской свиты обогащены многими новыми элементами, получающими широкое развитие в плейстоцене арктических и дальневосточных морей. Анализ распределения этих видов в отложениях энмакайской свиты, а также экологическая структура диатомовых ассоциаций позволяет согласиться с мнением В.Л. Сухорослова о разновозрастности отложений, относимых к энмакайской свите.

Более древний комплекс диатомей характеризуется почти равным участием в его составе как вымерших, так и современных видов (см. рис. 17). Включающие их отложения располагаются на относительно низких абсолютных отметках - до -15 м и установлены в скважинах, пройденных близ современной береговой границы. Наибольшее сходство он обнаруживает с известными ископаемыми верхнеплиоценовыми флорами Восточной Камчатки и о. Карагинского - лимимтеваямской свиты и тусатуваямскими слоями [Орешкина, 1980], которые сопоставляются с двумя зональными подразделениями северотихоокеанской диатомовой шкалы, соответственно: Neodenticula koizumii - N. kamtschatica и N. koizumii. Появление многочисленных эндемичных аркто-бореальных видов фиксируется в верхней части разреза лимимтеваямской свиты и тусатуваямских слоях.

Близ подножия гор кровля энмакайских отложений располагается на абсолютных отметках до -8, -10 м. Диатомовые комплексы из этих отложений характеризуются, как правило, высокой численностью и чрезвычайно разнообразным видовым составом (см. рис. 17). Характерной особенностью их экологической структуры является обилие криофильных видов, содержание которых достигает 20-30%, а также спор p. Chaetoceros. Из стратиграфически значимых видов присутствуют Simonseniella barboi, S. curviroslris. S. matuyamae. Последние два вида имеют узкий диапазон стратиграфического распространения: соответственно от 1,58 до 0,3 млн. л.н. [Barron, 1992; Barron and Gladenkov, 1995] и 0.91 (1,05) 0.85 (0,95) млн. л.н. [Burckle et al., 1978; Barron, 1992]. К временному рубежу 0.3 млн. л.н. приурочено исчезновение из осадков северо-западной Пацифики и S. barboi, имеющего на верхнем пределе эволюционного развития дискретную встречаемость. Следует учитывать также, что временные границы стратиграфического распространения S. matuyamae диахронны в низких и высоких широтах Тихого океана, имея тенденцию к повышению в северном направлении.

Таким образом, время формирования отложений, включающих второй комплекс диатомей, согласно известному стратиграфическому распространению установленных видов, может быть ограничено возрастным интервалом от 1.58 до 0,3 млн. л.н., что соответствует зонам Actinocyclus oculatus и Simonseniella curviroslris северотихоокеанской диатомовой шкалы.

Отложения позднеплейстоценовой морской трансгрессии залегают на валькарайских галечниках, содержащих в основном пресноводные озерно-аллювиальные комплексы диатомей, иногда прибрежно-морские комплексы с участием сублиторальных видов (Paralia sulcata. Delphineis amphiceros и др.). Комплексы диатомей из отложений позднеплейстоценовой трансгрессии (33700±880 л.н. [Тараканов и др., 1974; Данилов и др., 1980]) включают морские неритические и сублиторальные виды (Thalassiosira antarctica., Т. gravida. Т. norclenskioeldii. Porosira glacialis и др.), соответствующие современной диатомовой флоре данног о района Чукотского моря.

Остров Айон

Остров Айон расположен в устье Чаунской губы Восточно-Сибирского моря (см. рис. 15). Поверхность его сложена рыхлыми плейстоценовыми и голоценовыми образованиями общей мощностью до 70 м.

В 1980 г. на северо-западной оконечности острова была пройдена глубокая (670 м) скважина, вскрывшая толщу кайнозойских отложений, залегающих на осадочных породах верхнего мела, проведены комплексные литолого-фациальные и палеонтологические исследования отложений, имеющие важное значение для реконструкции палеогеографического развития как Раучуан-Чаунской впадины, так и в целом северо-западной Чукотки, однако, возрастная оценка основных выделяемых толщ неоднозначна [Белая и Терехова, 1982; Гудина и др., 1984; Степанова, 1989 и др.].

Детальные исследования диатомовых водорослей по керну этой скважины, проведенные Г.В. Степановой [1989], позволили выделить представительные комплексы морских диатомей (144 таксона) в толще алевритов и глин на глубине 91-126 м, из которых до 40% - вымершие виды. Данные диатомовые комплексы были сопоставлены Г.В. Степановой с позднемиоценовыми раннеплиоценовыми комплексами диатомей Чукотки и Дальнего Востока (зона Neodenticula kamlschatica [Koizumi, 1973]). Подтверждением этого могут служить виды с известным стратиграфическим распространением в миоцен-плиоцене, доминирующие в составе айонских диатомовых комплексов. Так, наиболее разнообразно в видовом отношении представлен род Thalassiosira (Т. antiqua, Т. gravida f. fossilis, Т. manifesta, Т. nidulus, Т. tertiaria, Т. orientalis и др.), начало расцвета которого в северотихоокеанском регионе фиксируется в пределах верхней части зоны Thalassionema schraderii (см. рис. 1). Для некоторых видов установлены датированные уровни стратиграфического распространения в осадках Северной Пацифики: Thalassiosira antiqua - от 7,7 до 1,43 млн. лет [Barron, 1992], Cosmiodiscus insignis - от 8,1 до 4,4 млн. лет [Barron, 1992] и другие. Распространение отмеченного Г.В. Степановой морфологически близкого вида С. intersectus, сменяющего С. insignis в основании зоны Neodenticula koizumii -N. kamtschatica, ограничено плиоценом.

Несомненно, что айонские комплексы включают разновозрастные диатомовые ассоциации и часть палеогеновых и раннемиоценовых диатомей (виды родов Hemiaulus, Pseudopyxilla и др.) находятся во вторичном залегании. Об этом свидетельствует высокое видовое разнообразие представителей современной аркто-бореальной флоры диатомей, появляющихся в северных областях Тихого и Атлантического океанов на различных стратиграфических уровнях в позднем миоцене и плиоцене. Например, Actinocyclus divisus впервые установлен в верхнемиоценовых осадках Северной Пацифики, Thalassiosira kryophila – около 5.6 - 6,5 млн. л.н. [Barron, 1992], эндемичный аркто-бореальный вид Bacterosira fragilis постоянно встречается в верхнеплиоценовых осадках, но единично отмечен уже с раннего плиоцена в Северной Пацифике [Koizumi, 1973; Barron, 1980 и др.], Rhizosolenia hehetata f. hebetata - обычная форма в плейстоценовых осадках Арктики и Субарктики, первое появление которой зафиксировано в конце позднего плиоцена (зона Xeodenticula koizumii) в Северной Пацифике и в раннем плиоцене (зона Thalassiosira kryophila) Норвежско-Гренландского бассейна [Schrader and Fenner, 1976; Barron, 1985а]. Если принять точку зрения Г.В. Степановой о соответствии айонских комплексов диатомей зоне N eodenticula kamtschatica северотихоокеанской диатомовой шкалы, то участие в составе айонского комплекса ряда представителей современной эндемичной аркто-бореальной флоры (Bacterosira fragilis, Detonula confervaceae, Thalassiosira kryophila, Rhizosolenia hebetata f. hebetata, R. hebetata f. semispina и др.) подтверждает наши данные по другим районам Северной Чукотки о более раннем, чем в северных областях Тихого и Атлантического океанов, появлении в арктических морях этих видов.

2.1.2. Северная Якутия

Приморские низменности Северной Якутии сложены преимущественно континентальными породами кайнозойского возраста [Палеоген ..., 1989 и др.]. До последнего времени считалось, что морские трансгрессии в кайнозое не проникали в пределы низменности, и лишь на отдельных участках побережья были установлены выходы морских верхнекайнозойских отложений. В некоторых из них найдены остатки морских неогеновых диатомей, к их числу относятся отложения верхнесеркинской подсвиты, описанной О.А. Ивановым [1970] на п-ове Св. Нос (Эбеляхская губа, см. рис. 15), которые на основе палинологических данных, отражающих развитие на прилегающих территориях хвойно-мелколиственных и ольхово-березовых лесов, отнесены к раннему плейстоцену, а возраст серкинской свиты в целом - к позднему плиоцену-раннему плейстоцену. В отложениях верхнесеркинской подсвиты М.А. Белевич [Иванов, 1970] обнаружены морские диатомеи; Coscinodiscus endoi (=Azpeitia endoi), Actinoptychus splendens, A. vulgaris и др., являющиеся характерными представителями неогеновой вымершей флоры диатомей северотихоокеанского региона, а для вида Azpeitia endoi установлены датированные уровни эволюционного развития: первое появление данного вида фиксируется в основании зоны Thalassiosira yabei - конец среднего миоцена, а исчезновение - в верхней части зоны Denticulopsis katayamae - середина позднего миоцена, эпиболь развития приходится на зону Denticulopsis dimorpha (начало позднего миоцена, см. рис. 1). Таким образом, стратиграфическое распространение данного вида ограничено концом среднего - первой половиной позднего миоцена. Это дает основание предполагать, что данный комплекс диатомей в отложениях верхнесеркинской подсвиты находится во вторичном залегании. Присутствие вымерших миоценовых видов диатомей, даже во вторичном залегании, свидетельствует о распространении миоценового морского бассейна в северных приморских районах Яно-Индигирской низменности и на прилегающем шельфе.

Морские миоценовые комплексы диатомей были установлены также на п-ове Св. Нос в разрезе глубокой (110 м) скважины Л.Я. Каган [Евтеева и др., 1989] и в дальнейшем изучены автором. Содержащие остатки диатомей отложения вскрыты на глубине 80 м от устья скважины и охарактеризованы палинокомплексами, аналогичными “буковому”, формировавшемуся в климатический оптимум миоцена, который на Северо-Востоке Азии датируется концом раннего - началом среднего миоцена [Палеоген ..., 1989]. Комплексы морских диатомей из этих отложений включают преимущественно сублиторальные виды, среди которых доминируют морфологически разнообразные формы вида Actinocyclus ehrenbergii, а также Actinoptyclus tliumii, A. splendens, A. vulgaris. Paralia sulcata и единично отмечены Actinocyclus ingens, Pyxidicula schenckii. Встреченные створки пресноводных грубопанцирных вымерших видов p. Aulacoseira подтверждают прибрежно-морской генезис вмещающих отложений. На шельфе моря Лаптевых в скважинах, пройденных между п-овом Св. Нос и о. Бол. Ляховский, автором также были встречены единичные створки морских неогеновых диатомей Simonseniella barboi, Pyxidicula sp. и др., что подтверждает развитие в данном районе морской трансгрессии в неогене.

Неогеновые морские микрофоссилии во вторичном залегании найдены на значительных абсолютных высотах в верховьях рек Колымы и Индигирки. Многочисленные остатки фораминифер различной степени сохранности (определения X.М. Саидовой, Г.Н. Недешевой, И.М. Хоревой) были обнаружены Г.Н. Колосовой [1980] при минералогических исследованиях в плиоцен-четвертичных рыхлых континентальных отложениях различной фациально-генетической принадлежности. Появление раковин фораминифер в аллювиальных средневерхнечетвертичных осадках в верховьях Колымы и Индигирки можно объяснить только их переотложением из морских кайнозойских осадков, которые до настоящего времени достоверно в этих районах не установлены. Скорее всего, выявленная микрофауна связана с существованием некогда в понижениях рельефа, таких, например, как внутригорные впадины Сеймчано-Буюндинская, Аркагалинская и другие, солоноватоводных лагун или с ингрессией Полярного океана вдоль современной долины Колымы.

Возраст морской трансгрессии, остатки микрофауны которой обнаружены Г.Н. Колосовой в верховьях Колымы и Индигирки, вероятнее всего, конец раннего - начало среднего миоцена, хотя не исключена возможность более длительного этапа морского осадконакопления в миоцене на данной территории. Основанием для такого заключения могут служить находки морских диатомей, вероятно, частично во вторичном залегании, в среднем течении р. Колымы, где прослеживается выдержанный уровень субгоризонтальных или пологонаклонных поверхностей на абсолютных высотах 280-450 м [Чанышева и Костяев, 1991].

Эти поверхности, общей протяженностью около 1000 км, выделяются по самой долине средней Колымы, а также во внутренних областях Приколымского поднятия и в горном обрамлении Сеймчано-Буюндинской впадины. Характерным для этих образований является разнообразный состав морских диатомовых водорослей, включающих такие таксоны как Actinocyclus ingens. Paralia sulcata, P. polaris. Cymatopleura elliptica, Cosmiodiscus sp., а в минералогических спектрах - фораминифер и глауконита. Указанные диатомеи являются морскими неогеновыми вымершими видами, возрастной диапазон стратиграфического распространения которых ограничен неогеном, причем миоценовый вид Actinocyclus ingens наиболее обилен в Северной Пацифике в осадках конца раннего - начала среднего миоцена. Важные результаты дало геохимическое исследование отложений, вмещающих данный диатомовый комплекс. Анализ поглощенного комплекса выявил высокое содержание ионов натрия, калия и магния, сопоставимое с их содержанием в современных донных осадках северных морей [Чанышева и Костяев, 1991]. В составе спорово-пыльцевых спектров установлено высокое содержание пыльцы термофильных покрытосеменных древесных пород (до 15- 25%), что на Северо-Востоке Азии связывается с термическим оптимумом конца раннего-начала среднего миоцена.

2.1.3. Новосибирские острова

Новосибирские острова являются самым северным районом на Северо-Востоке Азии, где широко распространены верхнекайнозойские отложения [Труфанов, 1982; Алексеев, 1989]; морские, дельтовые, аллювиальные и покровные. Большая часть верхнекайнозойского разреза представлена канарчакской толщей, относимой, как правило, к плиоцену-нижнему плейстоцену. Спорово-пыльцевые комплексы из нижней части разреза канарчакской толщи характеризуются преобладанием пыльцы покрытосеменных растений (64-92%), среди которых доминируют Betula, Alnus, Ericaceae, Myrica, очень часто (до 3-5% в сумме) встречается пыльца широколиственных пород - Quercus, Castanea, Carya, Yuglans и др. Среди хвойных доминирует пыльца Pinus, а споровые растения относятся преимущественно к семействам Polypodiaceae, Sphagnum, Licopodium. А.С. Вакуленко считает этот комплекс плиоценовым [Труфанов, 1982]. Однако по существующим в настоящее время представлениям [Палеоген ..., 1989] об этапах развития кайнозойской флоры Северо-Востока Азии пыльца термофильных широколиственных пород на приморских низменностях Якутии в заметных количествах (3-5%) присутствует в палинологических спектрах отложений не моложе позднего миоцена (хапчанский горизонт).

В отложениях нижнего плиоцена (бегуновский горизонт) содержание термофильных покрытосеменных не превышает 1-3%, а в отложениях верхнего плиоцена они практически не встречаются. Исходя из этого, а также более северного положения Новосибирских островов, можно предположить, что накопление нижней части канарчакской толщи происходило, вероятнее всего, не позднее конца миоцена. Подтверждением этого могут служить результаты диатомового анализа, выполненного А.М. Белевич, которая описала комплекс морских и пресноводных диатомей в отложениях канарчакской свиты. В составе пресноводной группы доминируют виды рода Aulacoseira, при этом значительная часть принадлежит неогеновой вымершей флоре: A. praegranulata, A. praedistans, A. praeislandica, A. praegranulata f. curvata, A. jouseana. Среди морских диатомей встречены как виды обычные в составе современной флоры арктических морей: Thalassiosira bramaputrae, Т. bramaputrae v. septentrionalis, T. gravida и др., так и неогеновые вымершие виды: Pyxidicula zabelinae, Thalassiosira miocenica, верхний предел стратиграфического распространения которых устанавливается соответственно в 2 (2,2) и 5,85 млн. лет [Barron and Gladenkov, 1995]. Поэтому наиболее вероятное время формирования отложений, вмещающих данные комплексы диатомей - конец миоцена. Накопление их происходило в прибрежной зоне моря, где, как правило, встречаются наряду с морскими и пресноводные виды диатомей. Не исключена, конечно, возможность переотложения миоценовых микрофоссилий - пыльцы, спор, пресноводных и морских диатомей, что часто встречается в кайнозойских отложениях Северо-Востока Азии.

Однако подтверждением неогенового возраста отложений нижней части канарчакской толщи служат также обильные остатки микрофауны остракод и фораминифер, в том числе и широко распространенных в неогеновых отложениях Сахалина: Cribroephidium aff. paromaensis Grig., Elphidiella aff. lenera Vol et Bor., а также характерных для верхнекайнозойских отложений Арктической Канады и бассейна Бофорт-Маккензи Protelphidium orbiculare (Brady), Protelphidium (Cribroelphidium) ustulatum (Todd). Последний, известный из олигоцен?- миоценовых слоев нувок, является индекс-видом зональной шкалы и верхний предел стратиграфического распространения его ограничен 1,6 млн. лет [McNeil, 1989].

Верхняя часть канарчакской толщи, представленная алевритами, переслаивающимися с песками и илами, и слагающая поверхность морской равнины с абсолютными высотами от 20 до 37 м, относится к эоплейстоцену - нижнему плейстоцену [Алексеев, 1989; Труфанов, 1982]. Наиболее широко эти отложения распространены на севере о. Фаддеевский, где вскрываются в береговых обрывах и глубоких эрозионных врезах. Ритмичная монотонная слоистость толщи, выдержанная на значительном пространстве вдоль северного берега острова, свидетельствует о ее лагунном и прибрежно-морском происхождении. Для нее характерна прямая намагниченность отложений, вероятно, соответствующая эпохе прямой полярности Брюнес [Алексеев, 1989].

В верхней части канарчакской толщи автором встречены многочисленные обломки морских центрических диатомей, единичные створки Paralia sidcata - морского сублиторального полубентического вида, и Coscinodiscus curvatulus, характерного для плиоцен-плейстоценовых отложений арктических и субарктических районов и широко распространенного в настоящее время в планктоне северных морей.

Интересно отметить присутствие сильно минерализованных створок мел-палеогеновых диатомей и силикофлягеллят (виды родов Hemiaulm, Rhizosolenia и Corbisema triacatum), аллохтонное происхождение которых в отложениях канарчакской толщи не вызывает сомнений.

В канарчакскую толщу на о. Фаддеевском вложены более молодые осадки со следами криогенных процессов [Алексеев, 1989]. Они заполняют эрозионные врезы и, несомненно, отделены от канарчакских осадков значительным перерывом. В генетическом отношении они представлены континентальными отложениями: озерными, аллювиальными, солифлюкционными, возможно, дельтовыми, а по данным В.Г. Труфанова [1982], и прибрежно-морскими с фауной моллюсков, характерных для опресненных прибрежных участков открытых морей.

Верхний плейстоцен на Новосибирских островах представлен морскими, аллювиальными, озерно-болотными, солифлюкционными отложениями и серией покровных образований, заключающих жилы и линзы льда. Сводный разрез верхнего плейстоцена начинается с песчаных осадков морской террасы высотой до 8-9 м над уровнем моря, включающих раковины морских моллюсков (Hiatella arctica (Linney), Astarte (Tridonta) borealis (Schumacher)) и многочисленные остатки кустарниковых растений (Betula sect. Nanae, Alnaster), время формирования которой, исходя из стратиграфического положения в разрезе плейстоценовых отложений, сопоставляется с казанцевской трансгрессией [Алексеев, 1989].

Времени развития каргинской трансгрессии соответствует морская терраса, которая в виде фрагментов прослеживается на западном побережье о. Котельный. Сложена она в основном песчаным материалом, в нем обнаружен прослой растительного детрита, по которому получена радиоуглеродная дата 36 000 ± 400-500 лет (ГИН-3524) [Алексеев, 1989]. Ко времени голоценовой трансгрессии относится формирование морской (2-3 м) террасы, распространенной практически на всех островах архипелага, возраст которой по ряду радиоуглеродных датировок составляет 9-7 тыс. лет [Алексеев, 1989]. Спорово-пыльцевые спектры этого времени, характеризующие растительность кустарниковых тундр, отражают более благоприятные, чем современные, условия для ее развития.

2.1.4. Север Сибири

На севере Сибири, включая север Западно-Сибирской и Северо-Сибирскую низменности, а также п-ов Таймыр, морские диатомеи в верхнекайнозойских отложениях встречаются редко. Как правило, это единичные створки морских сублиторальных видов в неоднородных в экологическом отношении комплексах диатомей. Характерной особенностью диатомовых комплексов этих районов является обилие переотложенных морских палеогеновых форм.

Основные местонахождения наиболее представительных верхнекайнозойских комплексов морских диатомей, описанные М.А. Белевич, Г.В. Степановой, Н.А. Скабичевской, З.В. Алешинской, Т.А. Мотылинской и автором, установлены на п-ове Таймыр, Тазовском полуострове, в нижнем течении Енисея и Оби (см. рис. 15). Они приурочены к различным в возрастном отношении отложениям, стратиграфическое положение которых, а нередко и генезис, трактуются крайне неоднозначно. Анализ систематического состава морских верхнекайнозойских комплексов диатомей с позиции эволюционного развития морской диатомовой флоры Арктики и Субарктики и зональной диатомовой стратиграфии позволили систематизировать имеющиеся материалы и обосновать стратиграфические позиции диатомовых комплексов.

Местонахождения наиболее древних комплексов установлены в Усть-Енисейском районе. В известном обнажении у зимовья Пустого в устье Енисея [Троицкий, 1979] вскрываются снизу вверх: плотные неслоистые валунные суглинки (мессовская свита), “немые” в нижней части, а в верхней, слабослоистой, содержащие микрофауну фораминифер [Гудина, 1976]. Эта толща непосредственно перекрыта ленточноподобными морскими глинами (нижнесанчуговская подсвита) с обильными раковинами морских моллюсков (Portlandia arctica и др.), фораминиферами и остатками морских диатомовых водорослей. Толща алевритов и песков, залегающая выше ленточно-слоистых отложений ниже по течению реки, отнесена С.Л. Троицким к верхнесанчуговской подсвите. Выделенные из ленточно-слоистых отложений комплексы морских диатомей [Скабичевская, 1984] характеризуются разнообразием таксономического состава, обилием створок и их очень хорошей сохранностью, что позволило Н.А. Скабичевской сделать заключение о синхронности формирования диатомовых комплексов накоплению вмещающих их отложений. Описание флоры подтверждается многочисленными микрофотографиями. Особенностью комплексов является присутствие в их составе как видов, известных в составе современной флоры Карского моря (Thalassiosira gravida, Pinnularia quadratareae и др.), так и неогеновых вымерших форм (Thalassiosira punctata, Т. margaritae, Т. undulosa, Т. haynaldiella, Т. orientalis, Coscinodiscus plicatus - Thalassiosira grunowii и др.), стратиграфическое распространение которых ограничено верхним миоценом-началом плиоцена.

Аналогичные комплексы диатомей были установлены Н.А. Скабичевской в верхней части ленточно-слоистых глин с Portlandia arctica в разрезе, расположенном в 200 м ниже по течению Енисея, а также в разрезе, расположенном в 600 м ниже по течению реки, где ленточно-слоистая толща перекрывается алевритами и песками (верхнесанчуговская подсвита). Диатомеи приурочены к нижней части разреза, являющейся продолжением портляндиевых глин.

Таким образом, описанные Н.А. Скабичевской комплексы морских диатомей, включающие позднемиоценовые вымершие виды и приуроченные к ленточно-слоистым отложениям, имеют выдержанный систематический состав и прослеживаются на значительном участке в устье Енисея. Вместе с тем, необходимо отметить, что фауна моллюсков из этих отложений включает виды: Hiatella arctica, Муа truncata, Масота calcarea, Portlandia arctica и др., а время появления холодноводной портляндиевой фауны определяется эоплейстоценом [Гладенков, 1978; Гладенков и Петров, 1990].

Близкие по составу комплексы диатомей были описаны Н.А. Скабичевской [1984] из разрезов по р. Агапа (правого притока р. Пясины, см. рис. 15) к востоку от устья Енисея. Здесь, в нижнем течении Агапы, в береговых обнажениях между Чугунковыми ярами и мысом Колхозник (абсолютная высота около 50 м) вскрывается песчанистая и песчано-алевритовая толща, перекрытая глинистыми и глинисто-алевритовыми отложениями с обильной фауной моллюсков, в верхней части переходящая в ленточно-слоистые алевриты и глины с Portlandia arctica (казанцевские отложения) [Троицкий, 1979; Гудина, 1976]. Перекрываются "казанцевские отложения" в данном разрезе, по представлениям С.Л. Троицкого, каргинскими песками.

Из глинисто-алевритовых отложений и ленточно-слоистых алевритов Н.А. Скабичевской выделены обильные и разнообразные комплексы диатомей, близкие по составу к описанным в разрезе у зимовья Пустого, и включающие как морские, так и пресноводные виды. Среди морских диатомей наиболее обильны Paralia sulcata, Thalassiosira gravida, T. kryophila и солоноватоводно-морской вид Cyclotella striata, т.е. виды, обычные в планктоне Карского моря. Постоянно присутствуют вымершие неогеновые виды, аналогичные выделенным в разрезе у зимовья Пустого: Thalassiosira havnaldiella, Т. aff. margaritae и др.

В обнажении, расположенном в 5 км ниже по течению реки, Н.А. Скабичевской установлено около 300 видов и разновидностей диатомей, близких описанным выше по систематическому и эколого-биогеографическому составу. При численном доминировании морских диатомей, имеющих хорошую сохранность, наиболее обильны аркто-бореальные и криофильные виды (Thalassiosira gravida, Rhizosolenia setigera, Bacterosira fragilis, Chaetoceros mitra, C. diadema. Porosira glacialis, Thalassiosira constricta, Detonula confervaceae), а также вымершие неогеновые виды (Thalassiosira aff. manifesto, T. aff. margaritae, T. punctata, T. singularis, T. havnaldiella и др.). Интересно отметить, что в вышележащих алев­ритах и глинах, относимых к каргинской трансгрессии, при доминировании аналогичного холодноводного комплекса диатомей неогеновые виды не были встречены.

Таким образом, описанные Н.А. Скабичевской комплексы диатомей из разрезов в устье Енисея (зимовье Пустое) и по р. Агапе, характеризуются сходным эколого-биогеографическим составом, отражающим условия холодноводного ледовитого морского бассейна. В возрастном отношении комплекс неоднороден по составу. Если принять точку зрения Н.А. Скабичевской, указывающей на хорошую сохранность неогеновых видов, свежий облик их створок и высокую численность, данные комплексы соответствуют позднему миоцену, более вероятно, его второй половине. Вместе с тем, большое число вновь описанных Н.А. Скабичевской видов, стратиграфическое распространение которых неясно, а также видов с открытой номенклатурой или идентифицированных условно, требует несомненно дальнейших исследований этой флоры для уточнения ее стратиграфического положения в составе позднекайнозойских флор Арктики. Однако уже сейчас можно констатировать на основе присутствия ряда неогеновых видов рода Thalassiosira с известным ограниченным интервалом стратиграфического распространения, что возраст этой флоры (или ее переотложенной части) не может быть моложе миоцена.

Особое стратиграфическое положение занимают комплексы диатомей из отложений, вскрывающихся на левом берегу р. Соленой (приток Б. Хеты, см. рис. 15). Этот разрез в качестве парастратотипа усть-соленинских слоев был предложен В.Я. Слободиным и О.В. Суздальским [1969], а В.И. Гудиной с соавторами [Архипов и др., 1980] - считался стратотипическим для отложений казанцевской свиты. Остается не вполне ясным также соотношение усть-соленинских слоев в разрезе по р. Соленой и туруханских (усть-соленинских) - в стратотипических разрезах скважин по р. Турухан, где впервые была описана В.Я. Слободиным обильная микрофауна фораминифер под названием "туруханская” [Загорская и др., 1965], впоследствии переименованная в “усть-соленинскую" [Слободин, 1983]. В скважинах по Турухану этот комплекс приурочен главным образом к глинам, алевритам и суглинкам с галькой на глубинах 66-134 м ниже уровня моря [Загорская и др., 1965].

Возраст усть-соленинских комплексов фораминифер, трактовавшийся В.Я. Слободиным [Слободин и Суздальский, 1969; Слободин, 1983] как нижне-среднеплиоценовый (не моложе позднего плиоцена) на основе присутствующего в его составе индекс-вида зональной фораминиферовой шкалы Protelphidium (Cribroelphidium) ustulatum (Todd), верхний предел стратиграфического распространения которого в арктических и субарктических районах установлен на уровне 1,6 млн. лет назад [McNeil, 1989], в последние годы был удревнен до позднемиоценового (В.Я. Слободин, устное сообщение). Основанием для этого послужили найденные В.Я. Слободиным в перекрывающих усть-соленинские (коррелятные им колвинские) отложениях раковины Cibicides grossus также индекс-вида зональной фораминиферовой шкалы с узким интервалом стратиграфического распространения, охватывающим поздний миоцен-ранний плиоцен (до 2,4 млн. л.н.) [McNeil, 1989].

В пробах суглинка в береговом разрезе по р. Соленой, М.А. Белевич [1965], а в дальнейшем и Г.В. Степановой [1990] был описан комплекс морских диатомей, в составе которого доминируют холодноводные аркто-бореальные виды (Coscinodiscus oculus-iridis, Simonseniella curvirostris, Thalassiosira gravida и др.), единично отмечены относительно тепловодные диатомеи, в настоящее время не встречающиеся в планктоне Карского моря (Coscinodiscus aster omphalus, C. perforatus, Aclinocyclus divisus), и относительно тепловодные сублиторальные виды (Navicula lyra, N. lyra v. intermedia, N. hennedyi v. luxuosa и др.).

Г.В. Степанова [1990] дополнила список диатомей также рядом неогеновых вымерших видов, нахождение которых подтверждается микрофотографиями: Thalassiosira nidulus (по микрофотографиям более вероятно Т. jouseae, появляю­щийся в начале плиоцена), Т. orientalis, Т. punctata, Т. antiqua, Hyalodiscus aff. dentatus, H. obsoletus, Simonseniella barboi. При установлении возраста данного диатомового комплекса Г.В. Степанова основывалась на присутствии в его составе указанных неогеновых видов диатомей, а также на совместном нахождении видов Simonseniella barboi и S. curviroslris, что является по ее мнению свидетельством формирования отложений в интервале времени от 1,8 до 1,6 млн. л.н. Однако, согласно последним уточненным данным [Barron and Gladenkov, 1995] стратиграфическое распространение S. curviroslris ограничено интервалом 1.58- 0,3 млн. лет в Северной Пацифике. Дж. Шрадер и Дж. Феннер [Schrader and Fenner, 1976] также предполагали, что Simonseniella barboi исчезает из осадков в Норвежско-Гренландском бассейне в пределах палеомагнитного события Олдувей, отмечая в то же время, его дискретную встречаемость и в более молодых осадках. Все последующие работы И. Койзуми и Дж. Баррона по северным областям Тихого океана, Дж. Болдофа по Северной Атлантике (см. гл. 1) устанавливают одновременность стратиграфического исчезновения этих видов из осадков около 0,3 млн. л.н. [Barron, 1992]. Приведенные виды p. Thalassiosira. к сожалению, не могут служить подтверждением эоплейстоценового возраста отложений, так как стратиграфическое распространение их не выходит за пределы плиоцена, а для Т. punctata и Т. antiqua исчезновение из осадков в Северной Пацифике определяется соответственно на уровне 1,5 млн. л.н. и 1,43 млн. л.н. [Barron, 1992]. Учитывая присутствие в составе комплекса многочисленных створок S. curvirostris, можно предположить, что данные виды Thalassiosira, за исключением Т. nidulus ( = Т. jouseae), вымершего, как и S. curviroslris. около 0,3 млн. л.н. являются переотложенными.

От комплексов диатомей, описанных Н.А. Скабичевской у зимовья Пустого, усть-соленинские отличаются наличием в их составе показательных видов p. Simonseniella, а также в целом различной их экологической структурой: усть-соленинские комплексы свидетельствуют о возросшей интенсивности североатлантического течения, более высоких, чем в настоящее время, температурах как поверхностных, так и придонных вод. низкой ледовитости, в то время как комплексы диатомей в разрезах Усть-Енисейского района (зимовье Пустое, р. Агапа) характеризуют условия ледовитого низкотемпературного морского бассейна.

На п-ове Таймыр из отложений, относимых к кочоской серии, Г.В. Степановой [1990] описаны разновозрастные комплексы морских диатомей (см. рис. 15). Стратиграфическое положение кочоского горизонта, выделенного В.Я. Слободиным и О.В. Суздальским [1969], до настоящего времени неясно, оспаривается и стратиграфическая обоснованность его выделения. О.В. Суздальский и В.Я. Слободин в кочоскую серию включали санчуговские и усть-портовские морские слои, возраст которых определяли соответственно верхним плиоценом и нижним-средним плейстоценом. Эти отложения слагают рельеф возвышенных водоразделов вплоть до дневной поверхности.

Наиболее древний, по заключению Г.В. Степановой, комплекс морских диатомей из кочоских отложений установлен в плотных темно-зеленых алевритах, содержащих комплекс фораминифер с Cassidulina teretis и залегающих на глинах с Cibicides grossus, вскрытых в скв. 51 на р. Серебрянке (абс. выс. +35 м). В его составе доминируют сублиторальные виды, присутствуют тепловодные Navicula lyra v. intermedia, N. hennedyi v. luxuosa, Diploneis chersonensis. В планктонной группе наиболее разнообразны виды широкого географического распространения и относительно тепловодные (Coscinodiscus asteroniphalus. Aclinocyclus divisus, A. ochotensis и др.). Отсутствие холодноводных элементов флоры (они не указаны Г.В. Степановой в составе доминантов и субдоминантов), в том числе и криофилов, свидетельствует о высоких температурах вод и незначительном развитии сезонного ледового покрова. Позднеплиоценовый возраст комплекса (в объеме 1,9-0,7 млн. лет, по шкале МСК, 1978 г.) устанавливается Г.В. Степановой по присутствию в его составе ряда вымерших видов: Hialodiscus obsoletus, Н. aff. dentatus, Simonseniella barboi, Thalassiosira nidulus (= T. jouseae). Однако не исключена возможность и более широкого возрастного диапазона комплекса, так как данные виды, как указывалось выше, встречаются и на более высоких стратиграфических уровнях до среднего плейстоцена включительно.

Более молодым, по заключению Г.В. Степановой [1990], является комплекс морских диатомей, описанный ею из нижней части толщи темно-серых алевритов (также кочоская серия, регрессивная фация), вскрытых разрезом 239 на р. Шренк, левом притоке Нижней Таймыры (см. рис. 15). Ранее изучавшие этот разрез Н.В. Кинд и Л.К. Левчук [1981] описываемые отложения отнесли к каргинскому горизонту. В составе диатомового комплекса преобладают холодноводные виды и криофилы, единично отмечены тепловодные виды (Coscinodiscus asteromphalus, Actinocyclus divisus), что предполагает проникновение североатлантических вод в притаймырский район Карского моря. Палеоветвь североатлантического течения в это время с севера огибала Новую Землю и достигала северотаймырского побережья [Степанова, 1990].

Возраст морских отложений по присутствию в составе диатомовых ком­плексов вымерших видов Thalassiosira nidulus (=Т. jouseae) и Simonseniella curvirostris может быть определен как эоплейстоценовый-раннеплейстоценовый. Подтверждением этого служит также таксономическое разнообразие видов рода Actinocyclus, характерное для диатомовых ассоциаций этого времени. Принимая точку зрения В.Я. Слободина, Г.В. Степанова считает комплекс позднеплиоценовым в объеме 1,9-0,7 млн. лет (по шкале МСК).

Рассмотренные комплексы являются наиболее представительными из тех немногочисленных ископаемых морских диатомовых флор, установленных на Севере Сибири, несмотря на длительную историю изучения этого района. Морские диатомеи в четвертичных отложениях Сибири встречаются, как правило, единичными створками видов, обычных в прибрежной зоне Карского моря, не содержат вымерших неоген-плейстоценовых элементов флоры (обычно при обилии переотложенных морских палеогеновых диатомей) и не имеют самостоятельного стратиграфического значения. Но даже в морских фаунистически охарактеризованных отложениях такие находки крайне редки и приурочены в основном к нижнему течению Енисея. Наиболее представительные комплексы морских позднеплейстоценовых диатомей установлены также в Усть-Енисейском районе (разрезы по р. Бол. Хета, см. рис. 15) и приурочены к отложениям казанцевской свиты [Белевич, 1963]. В их составе преобладают аркто-бореальные виды (Porosira glacialis, Thalassiosira gravida. T. hyalina, Bacterosora fragilis) и криофилы (Melosira arctica, Nitzschia grunowii, N. cylindrus), что послужило основанием для А.М. Белевич сомневаться в принадлежности вмещающих комплексы отложений к казанцевскому горизонту, так как это “противоречит существующему мнению о климате казанцевского времени, как о значительно более теплом и мягком по сравнению с современным" [Белевич, 1963, с. 21]. Вместе с тем, присутствие в составе диатомовых комплексов таких видов, как Coscinodiscus asteromphalus v. centralis, Actinocyclus divisus в крайних юго-западных районах Карского моря свидетельствует о значительном усилении североатлантического течения, достигавшего устья Енисея в период развития данной флоры диатомей.

Особое место занимают находки морских диатомей в отложениях, слагающих водораздельные пространства Тазовского полуострова. В северо-восточной его части представительные комплексы диатомей установлены в отложениях казанцевской свиты [Мотылинская, 1964] и представлены исключительно холодноводными аркто-бореальными планктонными видами (Porosira glacialis. Thalassiosira baltica, T. eccentrica, T. kryophila и др.) и разнообразными обычными в прибрежной зоне Карского моря бентосными диатомеями, в числе которых отмечены и относительно тепловодные виды (Nilzschia navicularis, Campilodiscus eclienensis). Близкие по систематическому и эколого-биогеографическому составу комплексы морских диатомей установлены и в юго-восточной части Тазовского полуострова, где приурочены к отложениям санчуговской свиты [Белевич и Мотылинская, 1968]. Доминируют, как и в разрезах, расположенных в северной части полуострова (казанцевская свита), холодноводные аркто-бореальные планктонные виды (Thalassiosira gravida, Т. hyalina, Т. kryophila).

Комплексы диатомей из отложений каргинских ингрессионных морских бассейнов, соответствующих современным террасовым уровням в низовьях Енисея 25-30 м и 15-20 м на п-ове Ямал, имеют эстуарно-дельтовых характер с преобладанием пресноводных озерно-аллювиальных видов диатомей [Скабичевская, 1984; Данилов и др., 1990].

Время формирования каргинской террасы, согласно многочисленным радиоуглеродным датам, соответствует интервалу от 50 до 15 тыс. л.н. [Данилов, 1978].

Таким образом, проведенный анализ ископаемых комплексов морских диатомей северных районов Сибири показал, что наиболее древние комплексы диатомей с вымершими неогеновыми видами Thalassiosira, вероятно, во вторичном залегании (разрезы у зимовья Пустого, на р. Агапе и р. Соленой), приурочены к Усть-Енисейскому району и имеют позднемиоценовый возраст. Более молодые комплексы с Simonseniella barboi и S. curvirostris, Thalassiosira jouseae установлены в отложениях, вскрывающихся по р. Соленой и на п-ове Таймыр. Возраст этих комплексов в целом эоплейстоценовый-нижнеплейстоценовый, но не исключена возможность несколько более широкого их возрастного диапазона с конца плиоцена до начала среднего плейстоцена. Эколого-биогеографический и систематический состав данных диатомовых комплексов имеет сходные черты, свидетельствующие о близких палеогидрологических условиях времени их формирования и постоянном поступлении североатлантических вод с различной степенью интенсивности в Карское море.

Диатомовые комплексы, не содержащие вымерших неогеновых видов, установленные на Тазовском полуострове и в разрезе по р. Бол. Хета, характеризуют палеогидрологические условия, близкие современным в Карском море при воздействии вод североатлантического течения (разрезы по р. Бол. Хета). Комплексы диатомей из отложений каргинских ингрессионных морских бассейнов имеют эстуарно-дельтовый характер с преобладанием пресноводных озерно-аллювиальных видов диатомей.

2.1.5. Север Русской равнины

Большеземельская тундра

В настоящее время на Севере Русской равнины находки наиболее древних морских комплексов диатомей приурочены к отложениям колвинской свиты, залегающей, главным образом, в переуглубленных долинах и депрессиях Большеземельской тундры. Возраст их определяется плиоценом [Белкин и др., 1972; Зархидзе, 1983; Слободин, 1983; Яхимович и Зархидзе, 1990], ранним плейстоценом [Данилов, 1978], началом среднего плейстоцена [Гудина, 1976].

За стратотип колвинской свиты приняты отложения, вскрытые скв. СДК-80 (в интервале глубин 155-200 м) у пос. Хорей-Вер на р. Колве (см. рис. 15), где они представлены прибрежно-морскими фациями [Белкин и др., 1972], включающими преимущественно сублиторальный комплекс диатомей [Лосева, 1992]. Колвинские диатомовые комплексы описаны также в отложениях скв. 53 на Нижней Печоре у дер. Хабарихи [Лосева, 1992], но наиболее богатые комплексы обнаружены в скв. 74 на р. Шапкина (см. рис. 15) в светло-серых алевритах, в верхней части песчанистых, представляющих собой регрессивную часть колвинской свиты [Лосева, 1992].

Описанные Э.И. Лосевой колвинские комплексы диатомей обладают сходными чертами: для них характерно доминирование полубентической сублиторальной Paralia sulcata и холодноводной Thalassiosira gravida, а также обилие морфологически разнообразных видов Actinocyclus divisus + A. ochotensis (круг форм). Почти все виды колвинских комплексов диатомей являются ныне живущими и широко представлены в планктоне и осадках Баренцева моря. Наиболее показательными в возрастном отношении являются Thalassiosira nidulus (=Т. jouseae), Hialodiscus obsoletus, Actinocyclus divisus + A. ochotensis (круг форм). Верхний предел стратиграфического распространения Thalassiosira nidulus + Т. jouseae установлен в северных областях Тихого океана на уровне 0,28 (0.39) млн. л.н. [Barron, 1992], а в Норвежско-Гренландском бассейне чуть выше уровня исчезновения Simonseniella barboi [Schrader and Fenner, 1976], т.е. около 0,3 млн. л.н. [Barron, 1985а]. Виды p. Actinocyclus (A. divisus, A. ochotensis, A. curvatulus) появляются в субарктических районах в плиоцене и являются представителями современного арктическо-бореального планктона. Наибольшая их морфологическая изменчивость характерна для начального периода становления этой группы (поздний плиоцен-ранний плейстоцен), где наблюдается их наибольшая численность. В Норвежско-Гренландском бассейне первый представитель этой группы Actinocyclus divisus появляется в осадках нижнеплиоценовой зоны Thalassiosira kryophila [Barron, 1985а]. В настоящее время в арктических морях они встречаются крайне редко и приурочены в основном к областям распространения атлантических и беринговоморских вод. Стратиграфическое распространение вида Hialodiscus obsoletus не достаточно ясно. В небольших количествах, но постоянно он является компонентом позднемиоценовых-плиоценовых диатомовых комплексов Камчатки, однако верхний предел его стратиграфического распространения точно не установлен.

В последние годы появились сообщения о находках в отложениях, относимых к колвинским, стратиграфически значимых видов p. Simonseniella - S. barboi и S. curvirostris [Слободин и др., 1986; Лосева, 1992; Яхимович и Зархидзе, 1990], что сближает их с комплексами диатомей, описанными Г.В. Степановой на Таймыре и в разрезах по р. Соленой Усть-Енисейского района. Аналогичные колвинским комплексы диатомей, включающие характерные виды колвинского комплекса: Actinocyclus divisus, A. ochotensis, A. oculatus ?, Thalassiosira nidulus (T. jouseae ?), а также Simonseniella barboi и S. curvirostris установлены Л.Я. Каган в отложениях, вскрытых скважинами на Печорском мелководье [Самойлович и др., 1993].

В районе Хайпудырской губы буровыми работами вскрыта мощная толща преимущественно морских верхнекайнозойских отложений, которая расчленена на: просундуйскую свиту, колвинскую серию, включающую гаревскую, хорейверскую и лыммусюрскую свиты, падимейскую серию (каменская, юрьегинская и седьягинская свиты), хайпудырскую (полярнобугринскую) свиту и варандейскую (сяттейскую) свиты [Яхимович и Зархидзе, 1990]. Комплексы диатомей, изучавшиеся Р.Н. Джиноридзе, установлены ею лишь в отдельных горизонтах верхнекайнозойских отложений. В колвинской серии они приурочены к отложениям гаревской свиты, включающим комплексы фораминифер с Protelphidium ustulatum Todd subsp. parvus Semenov. В составе диатомовых водорослей присутствуют виды: Thalassiosira gravida f. fossllis, T. kryophila, T. nidulus (T. jouseae?), Simonseniella barboi, Actinocyclus oculatus, стратиграфическое распространение последнего ограничено верхним плиоценом-нижним плейстоценом (3,9-1,0 млн. л.н.) [Barron and Gladenkov, 1995].

В залегающих стратиграфически выше ледово- (ледниково) - морских отложениях лыммусюрской свиты, по В.Л. Яхимович и В.С. Зархидзе [1990], диатомеи не были установлены, но в составе комплексов фораминифер отмечен индекс-вид зональной фораминиферовой шкалы Cibicides grossus Ten Dam et Rein, время вымирания которого в западном секторе Арктики устанавливается на уровне 1,8 млн. л.н., [Feyllng-Hansen, 1985], а в восточном - 2,4 млн. л.н. [McNeil, 1989].

Таким образом, известные комплексы диатомей из отложений, относимых к колвинской свите (серии), в Тимано-Уральской области занимают различное стратиграфическое положение - поздний плиоцен (с учетом данных по фораминиферовому анализу), либо конец позднего плиоцена-ранний плейстоцен.

В морских отложениях юрьегинской свиты (падимейская серия) В.Л. Яхимович и В.С. Зархидзе [1990] указывают лишь два вида диатомей Simonseniella barboi и S. curvirostris, а в вышележащих, также морских, отложениях седьягинской свиты только Thalassiosira nidulus (Т. jouseae?). Известное стратиграфическое распространение этих видов ограничивает время формирования отложений указанных свит эоплейстоценом-ранним-началом среднего плейстоцена, что противоречит комплексу фораминифер, выделенных в отложениях седьягинской свиты, которые включают наряду с другими вид Protelphidium ustulatum, верхний предел стратиграфического распространения которого составляет 1,6 млн. л.н. и позволяет предположить возможность его переотложения из нижележащих горизонтов, где он имеет массовую встречаемость.

Возможности реконструкции палеогидрологических условий колвинского морского бассейна по диатомовым комплексам ограничены материалами Э.И. Лосевой [1992], в которых дана наиболее полная характеристика комплексов диатомей. Вместе с тем, следует отметить, что состав диатомовых комплексов, полученных Э.И. Лосевой, характеризует лишь мелководные сублиторальные фации колвинского моря, отвечающие трансгрессивным и регрессивным этапам его развития, что подтверждается литологическими и микрофаунистическими данными и не позволяет судить о температурных условиях морского бассейна в период максимума развития трансгрессии. Основу данных диатомовых комплексов составляют холодноводные аркто-бореальные виды, обитающие в современном планктоне арктических морей, высокая численность криофилов и ледово-неритических диатомей свидетельствует о значительной ледовитости морского бассейна. Тепловодные виды, поступающие в настоящее время в Баренцево море с водами североатлантического течения, немногочисленны.

Близкие по систематическому составу колвинским, комплексы диатомей установлены Э.И. Лосевой [1992] также в южных районах Большеземельской тундры. Здесь, в междуречье Лаи и Юрьяхи (см. рис. 15) скв. 341 вскрыта мощная толща валуносодержащих и безвалунных суглинков, имеющая характерное для роговской свиты, слагающей водораздельные пространства, строение. Валунные суглинки Э.И. Лосевой [1992] отнесены к моренам днепровского и московского оледенений, разделяющая их толща алевритов - к одинцовскому межледниковью, а пески в основании разреза скважины - к лихвинскому межледниковью. В алевритах (абс. отм. 53-39 м) установлен разнообразный комплекс преимущественно морских диатомей, основу которого составляют сублиторальные (Paralia sulcata, Rhaphoneis amphiceros и др.) и неритические (Thalassiosira gravida, Actiptychus undulatus и др.) виды. С колвинскими данный комплекс диатомей объединяет присутствие в его составе таких видов, как Thalassiosira nidulus (Т. jouseae), Aclinocyclus divisus + A. ochotensis (круг форм), A. areolatus, Hyalodiscus obsoletus. Близкие по составу комплексы диатомей, описанные Э.И. Лосевой [1992], так же, как одинцовские, установлены на левом берегу р. Космы (восточный склон Среднего Тимана, обн. 755, см. рис. 15).

Сублиторальные комплексы диатомей в отложениях, слагающих водораздельные пространства бассейна верхней Печоры (роговская свита), установлены Е.А. Черемисиновой [Гладкова, 1969] в долине р. Когель, где по всему разрезу отмечен Hyalodiscus scoticus.

Бассейн Северной Двины и Мезени

История исследования морской диатомовой флоры данного района насчитывает уже несколько десятилетий. Анализ систематического состава диатомовых комплексов, описанных из разновозрастных отложений, показал, что почти все известные комплексы морских диатомеи этого района не содержат вымерших видов. Исключение составляют обедненные комплексы с Simonseniella barboi, установленные в отложениях, вскрытых в переуглубленных долинах нижнего течения Северной Двины и залегающие в основании верхнекайнозойской серии осадков (сафоновская свита) [Филиппов и Чочиа, 1991].

Наибольшее число разрезов известно по р. Пезе, правому притоку р. Мезени (см. рис. 15). Комплексы морских диатомей приурочены к толще голубовато-серых суглинков (абс. отм. 43-51 м), залегающих под слоем валуносодержащих коричневато-бурых глин и связанных с ними постепенным переходом [Лосева, 1992]. Доминируют сублиторальные виды с участием тепловодных форм (Diploneis bombus, D. chersonensis, D. scabro, Navicula lyra и др.). Планктонные диатомеи представлены исключительно холодноводными аркто-бореальными современными видами (Porosira glacialis и др.). По стратиграфическому положению в разрезе отложения, включающие данный комплекс диатомей, отнесены Э.И. Лосевой к бореальной трансгрессии начала позднего плейстоцена.

К западу, в бассейне Северной Двины, известно несколько местонахождений представительных комплексов морских диатомей, относимых к так называемой “бореальной” трансгрессии. На правом берегу Северной Двины (см. рис. 15) у дер. Липовик В.М. Смирновой [1979] они установлены в темно-серых плотных опесчаненных суглинках (абс. отм. +10, +13 м), содержащих обильную фауну моллюсков и залегающих под валунными суглинками (валдайская морена) и толщей песков. Суглинки подстилаются бурыми и красно-бурыми глинами и валунными суглинками (московская морена), вскрытыми в основании разреза. Суммарное содержание планктонных диатомей в их составе достигает 56%, представлены они как холодноводными аркто-бореальными видами, характерными для арктических морей (Thalassiosira gravida, Porosira glacialis, Bacterosira fragilis и др.), так и относительно тепловодными, редкими или неизвестными в современном планктоне Баренцева моря (Coscinodiscus aster omphalus, С. aster omphalus v. subbuliens, Actinocyclus divisus, A. ochotensis и др.). Обращает внимание разнообразие видов p. Actinocyclus, отмеченное ранее только для комплексов диатомей отложений колвинской и роговской свит Большеземельской тундры.

О глубоком проникновении “бореального” моря по долине р. Вычегда (правому притоку Северной Двины) свидетельствуют находки морских сублиторальных диатомей в бассейне этой реки [Смирнова, 1986] (см. рис. 15), где они установлены в ленточно-слоистых глинах (абс. отм. +110 м).

На западном берегу Северной Двины, в бассейне Ваги известно несколько разрезов с представительными комплексами диатомей, считающихся стратотипическими для отложений “бореальной” трансгрессии. В обнажении у ручья Колешки (см. рис. 15) морская диатомовая флора обнаружена в темно-серых неслоистых глинах (абс. отм. 60-65 м), залегающих под песками и темно- коричневыми ленточными глинами [Лосева, 1992]. В основании разреза вскрывается толща красно-бурых валунных глин (московская морена). Преобладают морские, в значительной степени сублиторальные диатомеи. Характерной особенностью комплексов является обилие спор криофильного вида Detomda confervaceae (до 29%), что свидетельствует о высокой ледовитости морского бассейна.

Сравнение важского комплекса диатомей с другими известными комплексами севера Русской равнины выявляет его большое своеобразие. В первую очередь это касается планктонной группы диатомей, включающей редкие в планктоне арктических морей, в том числе и в прилегающей части Баренцева моря, тепловодные виды (С. perforatus v. cellulosus, Chaetoceros dydimus и др.), что свидетельствует о широкой связи с Атлантикой и большей, чем в настоящее время, интенсивности поступления североатлантических вод в Баренцево море.

Разнообразны и обильны тепловодные элементы в составе сублиторальной группы (Navicula lyra v. subelliptica, Rhaphoneis nitida, Diploneis hersonensis и др.). Из холодноводных аркто-бореальных планктонных видов отмечены в числе доминантов Porosira glacialis, Thalassiosira gravida. Chaetoceros mitra. C. diadema.

Выше по течению реки у дер. Смотраково обильные морские диатомовые комплексы установлены в красно-бурых суглинках с большим количеством гравия и гальки (московская морена, абс. отм. 30-45 м) и залегающих над ними слоях песков и тонкослоистых суглинков и глин с прослоями растительного детрита и раковинами моллюсков [Смирнова, 1983]. В составе морских диатомей обильны планктонные виды (до 35%), среди которых доминируют аркто-бореальные и биполярные, в то же время значительно содержание видов широкого географического распространения, в том числе и относительно тепловодных, характерна высокая численность криофильных диатомей (в сумме 30% и более).

Комплексы диатомей, описанные В.М. Смирновой у дер. Смотраково, обнаруживают высокую степень сходства с морскими комплексами диатомей долины Ваги у ручья Колешки [Лосева, 1992]. В первую очередь это касается систематического состава планктонной группы, наиболее показательной при корреляции морских отложений. Общими являются доминирующие виды: криофилы Detomda confervacea и Thalassiosira bioculata, а также редкий в современном планктоне арктических морей вид Thalassiosira conslricta. Характерно присутствие североатлантических видов (Coscinodiscus perforatus, С. asteromphalus и др.) и высокая численность Thalassionema nitzschioides. Присутствие в диатомовых комплексах тепловодных бентических видов указывает на накопление отложений при относительно высоких температурах придонных вод.

Обращает внимание существенное различие литологического состава отложений, вмещающих столь близкие по систематическому составу и экологии комплексы диатомей. В разрезах у ручья Колешки, как и в скв. у дер. Смотраково, в основании разреза залегают красно-бурые суглинки с большим количеством гравия и гальки. В последнем случае они залегают на коренных породах (пермских известняках). Наличие толщи валунных суглинков, отнесенных к московской морене, под глинами с морскими комплексами диатомей у ручья Колешки явилось одним из главных аргументов в пользу “бореального” возраста вышележащих отложений. В разрезе у дер. Смотраково наиболее обильная морская флора диатомей приурочена как раз к верхней части толщи валунных красно-бурых суглинков и к перекрывающим их серо-зеленым слоистым глинам с морской фауной, генезис которых однозначно устанавливается по включениям раковин морских моллюсков хорошей сохранности. Абсолютные высоты залегания морских отложений с идентичными комплексами диатомей в целом близки и составляют на ручье Колешки 60-65 см, а в разрезе у дер. Смотраково - 30-45 м. Количественное преобладание морских диатомей и, в первую очередь, высокая численность планктонных видов предполагает большие глубины моря в данном районе.

В среднем течении Северной Двины у дер. Коноваловской комплекс морских диатомей [Смирнова, 1981а] также установлен в красноватых суглинках, относимых к московской морене, строение разреза в целом близко к разрезам у ручья Колешки и дер. Смотраково. В комплексах морских диатомей наиболее многочисленна группа планктонных аркто-бореальных видов в том числе и криофилов (Thalassiosira gravida. Bacterosira fragilis, Detonula confervaceae, Thalassiosira bioculata v. exiqua). Характерно присутствие североатлантических диатомей: Coscinodiscus radiatus, С. asteromphalus, С. asteromphalus v. subbuliens, Actinocyclus divisus, имеющих высокую численность, что предполагает широкую связь с Атлантикой в период формирования отложений, воды которой достигали среднего течения Северной Двины.

Позднемосковские отложения, по мнению В.М. Смирновой [1976, 1981а, 1981б, 1986], основанному на данных спорово-пыльцевого анализа, вскрываются и в обнажениях по р. Ледь (абс. выс. 40-50 м) - левому притоку Ваги (см. рис. 15). Они представлены голубовато-серыми глинами, содержащими обильную фауну моллюсков - Муа truncata, Saxicava arctica и др., и морские комплексы диатомей, перекрываются эти отложения грубозернистыми песками и толщей валунных суглинков, относимой к валдайской морене. В составе диатомовых комплексов доминируют по численности холодноводные ледово-неритические виды и криофилы при таксономическом разнообразии тепловодных североатлантических видов. В целом систематический состав этой флоры чрезвычайно близок к комплексам диатомей, описанным в разрезе у дер. Коноваловской, но большая численность и разнообразие сублиторальных видов свидетельствуют о меньших глубинах морского бассейна.

Таким образом, известные диатомовые комплексы из разрезов отложений “бореальной” трансгрессии и “позднемосковского моря” в среднем течении Северной Двины характеризуются близким систематическим составом, в первую очередь, планктонной группы диатомей, в составе которой при преобладании холодноводных видов и криофилов, отмечено большое разнообразие и нередко высокая численность относительно тепловодных диатомей, поступающих в Баренцево море с водами североатлантического течения. Анализ как видового состава, так и соотношений экологических групп морских планктонных диатомей позволяет сделать заключение о формировании вмещающих отложений при близких палеогидрологических условиях.

Наибольшие различия в составе морских флор наблюдаются в группе сублиторальных диатомей, при этом в комплексах, характеризующихся наибольшей численностью бентосных и полубентических видов, отражающих более мелководные условия формирования отложений, как правило, встречаются тепловодные виды. Появление их в комплексах, как нам представляется, не может служить стратиграфическим критерием при расчленении морских плейстоценовых отложений на данной стадии изученности сублиторальной флоры Арктики, однако они указывают на формирование отложений в условиях хорошо прогреваемых морских заливов. Комплексы диатомей, выделенные в отложениях “бореальной” трансгрессии и так называемого “позднемосковского моря”, не содержат каких-либо вымерших элементов и соответствуют последнему этапу развития морской диатомовой флоры (зона Neodenticula seminae северотихоокеанской диатомовой шкалы [Koizumi, 1992] и зона Thalassiosira oestrupii Норвежско- Гренландского бассейна [Schrader and Fenner, 1976; Barron, 1985a]).

2.2. Корреляция морских верхнекайнозойских комплексов диатомей Северной Евразии

В основу корреляции морских верхнекайнозойских отложений Северной Евразии положен анализ систематического состава ископаемых комплексов диатомей, которые с той или иной степенью точности были сопоставлены с подразделениями зональных диатомовых шкал северных областей Тихого и Атлантического океанов (рис. 18). При этом, ввиду неравнозначной представительности ископаемых диатомовых ассоциаций, там, где это было возможно, для уточнения стратиграфического положения морских толщ использованы результаты других палеонтологических методов (фораминиферовый, палинологический и др.), а также радиометрических и палеомагнитных исследований отложений. Наиболее древние комплексы морских диатомей на Севере Евразии установлены на п-ове Св. Нос (север Якутии), где они приурочены к мелководным прибрежно-морским фациям и представлены преимущественно сублиторальной флорой диатомей с Actinocyclus ehrenbergii, A. ingens, Pyxidicula schenckii и др. Возраст отложений согласно палинологическим данным, фиксирующим климатический оптимум неогена, определяется концом раннего - началом среднего миоцена. Этому же возрастному рубежу соответствуют, вероятно, остатки ископаемой диатомовой морской флоры с Actinocyclus ingens, установленные в среднем течении р. Колымы. К зоне Thalassiosira yabei (конец среднего начало позднего миоцена) относятся комплексы диатомей, выделенные в отложениях нижней части рыпильхинской свиты (комплекс I) Валькарайской низменности (Северная Чукотка) на основе присутствия в их составе видов ограниченного стратиграфического распространения (Pyxidicula schenckii, Thalassiosira grunowii, T. yabei, T. manifesto и др.).

Позднемиоценовые комплексы диатомей на Северо-Востоке Евразии представлены наиболее полно и характеризуют различные этапы развития морской диатомовой флоры Арктики. Первой половине позднего миоцена соответствуют диатомовые комплексы зоны Denticulopsis dimorpha, установленные в отложениях верхневельмайской подсветы Ванкаремской низменности Северной Чукотки. В числе других они включают виды с ограниченным распространением в позднем миоцене: Denticulopsis dimorpha и др., а также разнообразных представителей среднемиоценовой флоры Северной Пацифики, эволюционное развитие которых закончилось в первой половине позднего миоцена (Thalassionema liirosakiensis, Denticulopsis hustedtii, Thalassiosira yabei и др.). Отличительная особенность комплексов верхневельмайской подсвиты - первое появление в их составе единичных представителей современной эндемичной аркто-бореальной флоры диатомей (Thalassiosira gravida, Bacterosira fragilis), в том числе и криофильных видов (Detonuld confervaceae, Nitzschia grunowii), указывающих на вероятно сезонную ледовитость арктических морей и получивших широкое развитие в северных областях Тихого океана лишь со второй половины позднего плиоцена.

Следующий этап развития морской диатомовой флоры Арктики характе­ризуется расцветом неогеновых видов p. Thalassiosira с ограниченным развитием в позднем миоцене - начале плиоцена и представлен комплексами диатомей из различных районов Северной Евразии (Валькарайская и Ванкаремская низменности Северной Чукотки, о. Айон, Северная Якутия, Новосибирские острова, Северо-Сибирская низменность). Комплексы диатомей из отложений рыпильхинской свиты (зона Thalassionema schraderii, середина позднего миоцена) Валькарайской низменности характеризуются присутствием разнообразных холодноводных аркто-бореальных неогеновых видов (Thalassiosira punctata, Т. singularis, Т. nidulus, Т. haynaldiella, Cosmiodiscus insignis, Pyxidicula zabelinae и др.), единичных современных ледово-неритических и криофильных диатомей (Thalassiosira gravida. Detomda confervaceae, Nitzschia grunowii).

Диатомовые комплексы, соответствующие зоне Neodenticula kamtschatica (конец позднего миоцена) северотихоокеанской диатомовой шкалы установлены в разрезе верхнекайнозойских отложений Чаунской впадины (о. Айон, северо-западная Чукотка). Они включают наряду с неогеновыми вымершими видами (Cosmiodiscus insignis + С. intersectus. Pyxidicula zabelinae, холодноводные виды p. Thalassiosira) представителей современной аркто-бореальной флоры Тихого и Атлантического океанов (Actinocyclus divisus, A. ochotensis, Thalassiosira kryophila, Bacterosira jragilis, Rhizosolenia hebetata f. hebetata и др.), которые в субарктических районах распространяются в основном в плиоцене.

Близкая по составу айонской ископаемая флора диатомей установлена на Севере Сибири: Усть-Енисейский район, разрезы на р. Агапе и у зимовья Пустого. В ее состав входят разнообразные позднемиоценовые виды p. Thalassiosira (Т. punctata, Т. margaritae, Т. nidulus, Т. haynaldiella, Т. orientalis, Т. singularis и др.), которые также во вторичном залегании отмечены в разрезе на р. Соленой, и современные аркто-бореальные виды диатомей (Thalassiosira gravida, Porosira glacialis, Bacterosira fragilis и др.), в том числе и криофилов.

Характерные для позднемиоценовой флоры виды установлены в отложениях и нижнеканарчакской подсвиты Новосибирских островов и включают единичные экземпляры Pyxidicula zabelinae, Thalassiosira miocenica, T. manifesto и встречены во вторичном залегании в отложениях верхнесеркинской подсвиты на п-ове Св. Нос и на прилегающем шельфе.

Плиоценовые комплексы диатомей (зона Thalassiosira oestrupii северотихоокеанской диатомовой шкалы), выделенные в отложениях рывеемской свиты Валькарайской низменности Северной Чукотки, включают: Thalassiosira jouseae, Т. convexa, Pyxidicula zabelinae, Cosmiodiscus insignis + C. intersectus и другие виды, вымирающие на различных стратиграфических уровнях в позднем плиоцене- плейстоцене. Увеличивается численность и таксономическое разнообразие современных аркто-бореальных видов диатомей, в том числе ледово-неритических и криофильных (Bacterosira fragilis. Thalassiosira nordenskioeldii, T. oestrupii, Chaetoceros septenlrionalis и др.).

Следующий этап развития морской диатомовой флоры Арктики соответствует в основном эоплейстоцену, хотя не исключена возможность более широкой интерпретации его возрастного диапазона - с конца плиоцена до среднего плейстоцена. Она характеризуется широким распространением аркто-бореальной флоры диатомей, близкой по систематическому составу, экологии и биогеографической принадлежности видов современной флоре арктических морей. Доминируют в составе планктона, как и в настоящее время, ледово-неритические и криофильные виды, свидетельствующие о низких температурах поверхностных вод и значительной ледовитости морских бассейнов. Наряду с ними, разнообразны и нередко многочисленны относительно тепловодные виды, главным образом, из родов Coscinodiscus и Proboscia, распространение которых в современных арктических морях ограничено водами североатлантического и беринговоморского течений. Расширение их ареалов в эоплейстоцене, по сравнению с современными, предполагает более интенсивную адвекцию теплых вод в арктические моря.

Корреляция диатомовых комплексов, соответствующих этому этапу, основана на присутствии в их составе вымерших видов p. Simonseniella: S. barboy, верхний предел стратиграфического распространения которого определяется в 0,3 млн. л.н., S. curvirostris, имеющего ограниченный временной интервал развития 1,58-0,3 млн. л.н., и S. matuyamae 0,91 (1,05) до 0,85 (0,95) млн. л.н., а также Thalassiosira nidulus + Т. jouseae - до 0,28 млн. л.н. Характерно также обилие и морфологическое разнообразие видов p. Actinocyclus (A. divisus + A. ochotensis), что не свойственно современной флоре арктических морей. Отложения, включающие подобные диатомовые ассоциации, широко распространены на севере Евразии: энмакайская свита на Валькарайской низменности Северной Чукотки, верхнеканарчакская подсвита Новосибирских островов, кочоская свита на п-ове Таймыр (разрезы по р. Серебрянке и на р. Шренк), усть-соленинская (разрезы на р. Соленой и в Усть-Енисейском районе), колвинская свита на севере Русской равнины и прилегающем шельфе Баренцева моря.

Заключительному этапу развития морской диатомовой флоры Арктики соответствуют комплексы диатомей, включающие лишь ныне живущие виды, что позволяет отнести их в целом к зонам Neodenticula seminae северотихоокеанской диатомовой шкалы и Thalassiosira oestrupii Норвежско-Гренландского бассейна.

Они наиболее представительны в отложениях бореальной трансгрессии и так называемого “позднемосковского моря”, широко распространенных в бассейнах Северной Двины и Мезени, отложениях каргинской трансгрессии и позднеплейстоценовых-голоценовых осадках арктических морей.

ГЛАВА 3. ЭКОСТРАТИГРАФИЯ ВЕРХНЕПЛЕЙСТОЦЕНОВЫХ-ГОЛОЦЕНОВЫХ ОСАДКОВ АРКТИЧЕСКИХ МОРЕЙ (ПО ДИАТОМЕЯМ)

Сведения о распределении диатомей в толще донных осадков арктических морей до последнего времени ограничивались главным образом материалами по Белому и Баренцеву морям. Задачей проведенных автором исследований являлось выяснение систематического состава, экологической и биогеографической структуры диатомовых тафоценозов и выделение на их основе диатомовых экологических зон (экозон), соответствующих комплексам ископаемых диатомей, отражающих смену эколого-фациальных условий их существования. Установленные в осадках арктического шельфа диатомовые экозоны (рис. 19), характеризующиеся в целом общей направленностью изменений в структуре диатомовых ассоциаций, отвечают основным этапам развития палеогеографических обстановок на арктическом шельфе Евразии в позднем плейстоцене и голоцене.

3.1. Чукотское море

Донные осадки Чукотского моря по сравнению с другими Восточно-Арктическими морями исследованы с наибольшей степенью детальности, изучен их вещественный состав [Огородников и Белов, 1984; Павлидис и др., 1982; Аксенов и др., 1987], имеются данные по распределению микрофауны фораминифер [Саидова, 1994], диатомовых водорослей [Полякова, 1989а, 1989б], определению абсолютного возраста [McManus et al., 1983; McManus and Creager, 1984] и другие.

Мощность исследованной толщи донных осадков Чукотского моря, вскрытых грунтовыми трубками на глубинах от 9 до 61 м, достигает 4,2 м. Согласно данным диатомового анализа она представлена в основном морскими фациями за исключением разреза в проливе Лонга (ст. 12), в нижней части которого установлены озерные комплексы диатомей. На основе изменений численности, видового состава и соотношений экологических и биогеографических групп диатомей выделены шесть экозон, отражающих палеогеографические изменения в Чукотском море в конце позднего плейстоцена и голоцене (см. рис. 19).

Наиболее древняя, шестая экозона включает комплексы диатомей, выделенные преимущественно в опесчаненных осадках нижней части колонок 21 и 23, взятых в северо-восточной части моря на глубинах 43-49 м (рис. 20). Экозона VI характеризуется обедненным видовым составом (в 2-3 раза меньше, чем в поверхностных осадках) и относительно низкой для данного района моря численностью створок диатомей в осадках (до 437 тыс. створок/г). Доминируют сублиторальные (до 43-56%) и криофильные (до 43-52%) диатомеи, указывающие на небольшие глубины и высокую ледовитость морского бассейна. На ст. 21, расположенной ближе к побережью Аляски, значительно содержание пресноводных диатомей (до 14%), поступавших в прибрежную зону моря с речным стоком. В современных танатоценозах данного района моря пресноводные диатомеи составляют доли процента. Среди криофильных диатомей наиболее обильны Nitzschia grunowii и Chaetoceros septentrionalis, планктонные неритические представлены исключительно холодноводными аркто-бореальными и биполярными видами, в составе которых доминируют Tltalassiosira antarctica, Т. gravida. Беринговоморские элементы планктонной флоры диатомей не установлены, что дает основание предполагать отсутствие поступления беринговоморских вод в Чукотское море в период формирования диатомовых ассоциаций экозоны VI.

Комплексы диатомей из вышележащих осадков, соответствующие экозонам I-V, резко отличаются от VI обилием диатомей, исчисляющимся миллионами створок/г осадка, большим видовым разнообразием (как правило, свыше 100 таксонов), появлением в большей или меньшей степени беринговоморских видов. Эти изменения свидетельствуют о коренной перестройке гидрологических условий в Чукотском море, которая была связана с открытием Берингова пролива [Полякова, 1989а, 1989б] около 12-11 тыс. л.н. [McManus and Creager, 1984] и является четко выраженным палеогеографическим рубежом между плейстоценовым и голоценовым осадконакоплением в данном районе.

Из голоценовых наиболее “холодными” являются комплексы диатомей, соответствующие экозоне V, из алевритов и алеврито-глинистых в разной степени уплотненных осадков нижней части колонок (ст. 11, 17, 23 и 81, см. рис. 19-21), взятых в восточной и северо-восточной части Чукотского моря. Общая численность диатомей в этих осадках составляет 1-8 млн. створок/г. Возрастает видовое разнообразие и количество планктонных неритических диатомей (до 69%), представленных преимущественно холодноводными ледово-неритическими видами (Thalassiosira antarctica, Т. nordenskioeldii, Bacterosira fragilis и др.), снижается процентное содержание сублиторальных диатомей (до 23%), в составе которых преобладает полубентический Paralia sulcata, однако оно выше, чем в целом по разрезу вышележащих осадков. Численность криофильных диатомей остается высокой (до 57% на ст.23), что почти в два раза выше, чем в танатоценозах современных осадков. Несколько ниже содержание криофилов в зоне распространения аляскинской ветви беринговоморского течения (ст. 11, 17, 25 - до 31%).

Близкие современным условия осадконакопления, а также температурный и циркуляционный режимы сложились в Чукотском море в период формирования диатомовых комплексов экозоны IV. По систематическому составу и эколого-биогеографической структуре они близки танатоценозам соответствующих районов моря. Наряду с обычными для Чукотского моря доминантными и субдоминантными холодноводными видами, диатомовые ассоциации включают в небольших количествах Coscinodiscus oculus-iridis, Thalassiosira latimarginata, Neodenticula seminae, Pyxidicula nipponica, Coscinodiscus curvatulus, причем в области распространения аляскинской ветви беринговоморского течения численность и видовое разнообразие их несколько выше (ст. 11, 45, 81, 87, 17, рис. 1-22).

Экозона III является маркирующей для всех исследованных колонок донных осадков. Ей соответствует количественный максимум диатомей (до 60 млн. створок/г) и резкое, в два раза и более по сравнению с другими зонами, увеличение общей численности диатомей в осадках. При этом наблюдается увеличение численности как широко распространенных, так и холодноводных видов, а также криофилов, однако процентное содержание их в осадках остается без изменений, а в некоторых районах несколько сокращается. Характерная особенность экозоны III - появление в значительных количествах тепловодных беринговоморских видов, таких как Coscinodiscus radiatus, С. perforatus. С. asteromphalus, Proboscia alata и др. В танатоценозах поверхностных осадков Чукотского моря данные виды приурочены в основном к области распространения аляскинской ветви беринговоморского течения, но численность их и видовое разнообразие существенно ниже. Распределение их свидетельствует об изменении общей циркуляции водных масс и значительном смещении к северу ареалов тепловодных видов диатомей. Данные виды диатомей отмечены в составе экозоны III во всех исследованных колонках донных осадков за исключением пролива Лонга, а наиболее северная граница их распространения устанавливается на 12° с.ш. (ст. 23 и 17, см. рис. 20-21), т.е. на 2° севернее современных границ.

Вышележащие, нередко опесчаненные осадки верхней части колонок (экозона II) характеризуются обедненным по сравнению с современной флорой видовым составом и низкой численностью диатомей, при этом численность видов руководящего холодноводного комплекса, как правило, сохраняется неизменной. Отмечено относительное увеличение содержания сублиторальных диатомей на станциях в прибрежных, мелководных районах моря (ст. 38, 25), что было вызвано, вероятно, некоторым снижением уровня моря. На фоне исключительно холодноводной флоры диатомей установлено увеличение процентного содержания криофильных видов (до 74% на ст. 17), свидетельствующее о понижении поверхностных температур вод и возросшей ледовитости морского бассейна. Отсутствие беринговоморских видов предполагает снижение интенсивности беринговоморского течения. Из-за небольшой, как правило, мощности горизонта, включающего комплексы диатомей экозоны II, она выделена не во всех исследованных колонках донных осадков (см. рис. 19).

Экозона I включает комплексы диатомей, отражающие становление современных гидробиологических и седиментационных условий в Чукотском море. По численности диатомей и экологической структуре они в целом близки современным танатоценозам поверхностных осадков соответствующих районов. В разрезах отдельных колонок (ст. 11 и 17) экозона I подразделяется на две подзоны. Для нижней характерна более высокая общая численность диатомей в осадках, образующаяся за счет ледово-неритических (Thalassiosira nordenskioeldii, Т. hyalina, Т. gravida) и криофильных (Nitzschia grunowii, N. cylindrus, Chaetoceros septentrionalis) видов, причем содержание последних достигает на ст. 11 - 39%, а в более северном районе моря (ст. 17) - 53%. Диатомовые ассоциации верхней подзоны соответствуют современным гидробиологическим условиям Чукотского моря.

Большое число радиоуглеродных датировок, полученных к настоящему времени для верхнеплейстоценовых-голоценовых осадков Берингийского шельфа, который включает прилегающую к Берингову проливу северную часть Берингова моря и шельф Чукотского моря [Knebel et al., 1974; McManus and Creager, 1984; McManus et al., 1983], позволяют реконструировать последовательные изменения уровня моря в этом районе в ходе голоценовой трансгрессии и оценить возраст выделенных экологических зон [Полякова, 1989а].

Анализ радиологических и микропалеонтологических данных показал, что связи между Чукотским и Беринговым морями до 12 тыс. л.н. не существовало, так как наиболее молодые датированные дельтовые осадки в зал. Коцебу Чукотского моря, фиксирующие положение уровня моря на изобате 40 м, имеют возраст 12 600 л. [McManus et al., 1983]. Глубины Берингова пролива составляют около 50 м, а бассейна Чирикова, занимающего северную часть Берингова моря, около 40 м; немногим глубже 40 м и проливы Анадырский и Шпанберг, огибающие с запада и востока о. Св. Лаврентия, по которым трансформированные массы беринговоморских вод поступают сначала в бассейн Чирикова, а затем в Чукотское море. По данным Д. Гопкинса [Hopkins, 1973], пролив Шпанберг был закрыт вплоть до 11 800 л.н. В связи с этим можно заключить, что сухопутный Берингийский мост существовал до 12 тыс. л.н. и занимал в это время северную часть Берингова моря, включающую современный бассейн Чирикова вплоть до о. Св. Лаврентия и южную часть Чукотского моря до положения современной изобаты -40 м.

Отложения конца позднего плейстоцена изучены автором в колонке 258 из Анадырского залива [Полякова 1989а, 1989б]. Сублиторальные комплексы диатомей с Paralia sulcata выделены в нижней части колонки. Состав комплексов позволяет заключить, что формирование их происходило в условиях мелководья и предполагает положение уровня моря на отметках не выше 70 м. В Анадырском заливе аналогичные комплексы диатомей с Paralia sulcata были описаны А.П. Жузе [1961] в колонках 1531 и 1537 из осадков второго горизонта, который она относила к концу позднего плейстоцена. Таким образом, сублиторальный комплекс диатомей с Paralia sulcata хорошо прослеживается в южной части Берингии и маркирует верхнеплейстоценовые осадки.

В Чукотском море к интервалу времени 14-12 тыс. л.н. отнесены осадки нижней части колонок 21 и 23, взятых в восточной части моря (см. рис. 19-20) и включающие комплексы диатомей, соответствующие экозоне VI. Для них характерна низкая численность и видовое разнообразие диатомей, преобладание криофильных и ледово-неритических видов, свидетельствующее о более высокой, чем в настоящее время, ледовитости Чукотского моря, значительное содержание сублиторальных диатомей, соответствующее мелководным прибрежно-морским условиям осадконакопления.

Дальнейшее повышение уровня моря привело к “распаду” Берингии, который произошел около 12 тыс. л.н. и проникновению беринговоморских вод в Чукотское море. Поступление беринговоморских вод в Чукотское море определило главные изменения в составе его диатомовой флоры: резко возросла численность диатомей, которая стала измеряться миллионами створок/г осадка, что в основном соответствует распределению численности диатомей в поверхностном слое донных осадков Чукотского моря, и их таксономическое разнообразие. Видовой состав диатомовой флоры в голоценовых осадках Чукотского моря, как и в настоящее время, отражал своеобразие условий ее развития в арктических водах под влиянием относительно теплых беринговоморских вод. Поэтому доминирующую по численности группу образуют аркто-бореальные и биполярные виды, в том числе и ледово-неритические и криофильные. Однако наряду с ними высоко, по сравнению с другими арктическими морями, видовое разнообразие и численность относительно тепловодных видов, поступавших с водами беринговоморского течения.

Допуская равномерные скорости осадконакопления в Чукотском море на протяжении голоцена, можно оценить возраст осадков, включающих комплексы диатомей различных экологических зон. Маркирующей для всех исследованных колонок донных осадков является экозона III. В колонке 17 (длиной 180 см), поднятой с глубины моря 40 м, установлены все экологические зоны голоцена. Полагая, что формирование диатомовых комплексов началось со времени интенсивного водообмена между Чукотским и Беринговым морями, т.е. 12-11 тыс. лет назад, можно заключить, что скорости осадконакопления в этом районе моря составляли 16,8-18,3 см в 1000 лет. Экозона III установлена в интервале глубин колонки 110-70 см, следовательно, время формирования соответствующих ей осадков равно 6,5-4,2 (или 6,0-3,8) тыс. л.н. Экозона II установлена в интервале осадков 55-70 см. соответственно возраст ее оценивается интервалом времени от 4,2 до 3,3 (или 3,8-3,0) тыс. л.н. Близкие результаты получены по ст. 23, где выделено шесть экозон, соответствующих концу позднего плейстоцена и голоцену. Время формирования осадков экозоны II устанавливается в интервале 1,1-2,7 тыс. л.н., а экозоны III - от 2,7 до 5,4 тыс. л.н.

Вместе с тем незначительные мощности приповерхностного слоя осадков в данной колонке, включающих экозону I, свидетельствуют о вероятном размыве их, так как на всей акватории Чукотского моря осадки, включающие комплексы диатомей экозоны I. как правило, имеют мощность более 50 см, т.е. подсчитанные временные интервалы экозон по данной колонке могут быть несколько омоложены.

Установленный возраст осадков, включающих экозону III, по ст. 17 и 23, так же, как и по другим колонкам, в основном соответствует интервалу времени от 6,5 до 2,7 тыс. л.н., т.е. второй половине атлантического - началу суббореального периодов хроностратиграфической шкалы голоцена [Хотинский, 1977].

Таким образом, наиболее благоприятные гидробиологические условия для развития диатомовой флоры в Чукотском море, обусловленные увеличением интенсивности беринговоморского течения и вероятным подъемом уровня моря, существовали именно в этот период.

3.2. Восточно-Сибирское море

По сравнению с Чукотским морем донные осадки Восточно-Сибирского моря изучены менее детально. Наиболее полные сведения о литодинамических процессах в пределах его акватории и строении толщи голоценовых осадков были получены в результате комплексных литолого-стратиграфических работ Института океанологии РАН им. П.П. Ширшова в конце 80-х годов [Аксенов и др., 1987]. Палеонтологическое расчленение осадков производилось лишь по диатомеям [Полякова, 1991, 1992, 1994б].

Выделенные в осадках Восточно-Сибирского моря диатомовые экологические зоны имеют четко выраженные региональные особенности в соответствии с палеогидрологическими условиями на шельфе. В юго-восточной части моря, в районе между Чаунской губой и проливом Лонга (глубины около 30 м, ст. 298 и 299, см. рис. 19, 23), диатомовые тафоценозы, как и ассоциации диатомей из поверхностного слоя осадков данного района [Полякова, 1994а], характеризуются в целом высокой общей численностью диатомей (до 3,4 млн. створок/г), преобладанием морских и солоноватоводно-морских видов (78 таксонов), в составе которых доминируют планктонные холодноводные неритические и ледово-неритические диатомеи (до 60%): Thalassiosira nordenskioeldii, Т. antarctica, Т. gravida. споры p. Chaetoceros и др. Постоянно высоким по разрезу остается содержание криофилов (21-45%): Nitzschia gnmowii, N. Cylindrus, Detomda confervaceae, Chaetoceros septentrionalis, численность которых достигает 1,2 млн. створок/г.

Комплексы диатомей из твердых алевритистых глин в основании колонок (экозона V) характеризуют прибрежные мелководные (глубины до 5 м) условия осадконакопления, о чем свидетельствует высокое содержание пресноводных (34-47%) и морских сублиторальных (13-43%) видов. Численность криофильных диатомей низкая (1-29%), что могло быть связано с отепляющим воздействием речного стока. Близкие современным гидрологические условия в данном районе сложились в период формирования диатомовых ассоциаций, соответствующих экозоне IV, также из уплотненных глинистых алевритов: доминируют морские ледово-неритические (47-59%) и криофильные (34-45%) виды (Thalassiosira nordenskioeldii, Nitzschia grunowii, N. cylindrus), суммарное содержание пресноводных диатомей снижается до 1%, что свидетельствует об увеличении глубин морского бассейна.

Как и в Чукотском море, здесь выделяется период наиболее оптимальных для развития диатомовой флоры гидробиологичских условий (экозона III).

Соответствующие ей диатомовые ассоциации из верхней части слоя уплотненных алевритов характеризуются, несмотря на отсутствие видимых изменений литологии осадков, максимально высоким таксономическим разнообразием и обилием диатомей - до 3,34 млн. створок/г, что на порядок выше, чем в поверхностных осадках этого района. Увеличение численности происходит за счет планктонных неритических (до 59%) и криофильных (до 35%) диатомей при сокращении содержания сублиторальных видов (9%), пресноводные в сумме составляют до 1%. Доминируют виды p. Cliaetoceros (27-28%): С. debilis, С. ingolfianus, С. mitra, С. seplentrionalis, С. diadema, многочисленны неопределимые споры этого рода. В составе планктонной группы появляются редкие или неизвестные в составе современной флоры Восточно-Сибирского моря виды (Neodenticula seminae, Coscinodiscus asteromphalus и др.), что предполагает усиление Лонговской ветви беринговоморского течения.

В вышележащем, незначительном по мощности (до 6 см) горизонте мягких песчанистых алевритов отмечено снижение численности диатомей (до 387 тыс. створок/г) и их видового разнообразия (экозона II). Приповерхностные осадки, представленные полужидким песчанистым алевритом, включают комплексы диатомей, соответствующие современным условиям осадконакопления (экозона I).

К западу, в районе между Чаунской губой и устьем Колымы (глубины 14,5-22 м, ст. 80, 30, 70, 27, см. рис. 19) состав и распределение диатомовых ассоциаций по разрезу исследованных колонок длиной до 207 см в целом близки установленным в юго-восточном районе моря. Количественный максимум диатомей (до 5,1 млн. створок/г, что в 3-4 раза выше, чем в танатоценозах поверхностных осадков в данном районе моря) и наибольшее их таксономическое разнообразие (экозона III) соответствуют осадкам в основании исследованных колонок. Вместе с тем, какие-либо тепловодные элементы флоры в данном районе моря не установлены. Комплексы диатомей, соответствующие экозоне II, характеризуются снижением общей численности диатомей (до 0,9 млн. створок/г) и некоторым увеличением содержания сублиторальных (до 16%) и пресноводных (до 20%) видов. Экозона I включает комплексы диатомей, отражающие становление современных гидрологических условий.

К северо-западу от устья Колымы (глубины моря 15-18 м, ст. 300 и 296, см. рис. 19-24) мощность осадков, вскрытых грунтовыми трубками, не превышает 1 м. Представлены они в различной степени уплотненными темно-серыми алевритами с пятнами гидротроилита и относительно невысоким (за счет обильного терригенного разбавления) содержанием створок диатомей (0,1-56 тыс. створок/г). В составе диатомовых ассоциаций преобладают морские (до 80-96%), преимущественно сублиторальные диатомеи, среди которых доминирует широко эвригалинный Thalassiosira hramaputrae v. septentrionalis.

Пресноводные, несмотря на большое видовое разнообразие (более 60 таксонов), имеют подчиненное значение (до 10% с учетом встречаемости). Содержание криофильных диатомей (Nitzschia grunowii, Detonula confervaceae и др.) также невелико (до 12%), что обусловлено отепляющим воздействием стока р. Колымы. Численность планктонных неритических диатомей, представленных исключительно холодноводными аркто-бореальными и биполярными видами (Thalassiosira antarctica., Т. gravida, Bacterosira fragilis, Porosira glacialis, Rhizosolenia hebetata f. hebetata, Chaetoceros diadema и др.), возрастает снизу вверх по разрезу колонок (до 34%).

Диатомовые ассоциации, выделенные из плотных глинистых алевритов в основании колонок, свидетельствуют о морских, близких современным условиях осадконакопления (экозона IV). Доминируют (до 92%) морские, преимущественно сублиторальные виды (Thalassiosira bramaputrae v. septentrionalis. T. bramaputrae и др.). содержание криофильных диатомей невелико (7-12%). Как и в других районах моря, здесь выделяется период наиболее оптимальных для развития диатомовой флоры гидробиологических условий (экозона III), характеризующийся количественным максимумом диатомей (до 56 тыс. створок/г) и их наибольшим видовым разнообразием, главным образом, за счет планктонных неритических и панталассных видов (Thalassiosira nordenskioeldii, Т. hyalina. Т. latimarginata, Rhizosolenia hebetata f. hebetata, виды p. Chaetoceros и др.). Процентное содержание сублиторальных диатомей несколько сокращается (до 36%). Комплексы диатомей из вышележащего прослоя серых плотных алевритов (экозона II) характеризуются резким снижением количественного содержания створок в осадках (до 1,1 тыс. створок/г) и сокращением в 2-3 раза видового разнообразия флоры. Возрастает процентное содержание пресноводных диатомей (до 9%). Комплексы диатомей экозоны I соответствуют танатоценозам данного района моря и приурочены к приповерхностным неуплотненным глинистым илам.

В наиболее опресненной и мелководной части Восточно-Сибирского моря к северу и северо-западу от устья Индигирки (глубины 14-19 м, ст. 319, 321, 322, рис. 19, 25) вскрытая грунтовыми трубками мощность осадков составляет 40-59 см. Выделенные диатомовые ассоциации имеют близкий систематический состав, а их изменения по разрезам колонок характеризуются сходными чертами. В этом районе моря преобладают как по видовому составу, так и количественному содержанию (до 100%) пресноводные диатомеи, поступающие с обильным речным стоком и, отчасти, речными льдами. В составе морских диатомей доминирует полубентический широко эвригалинный вид Thalassiosira brama-putrae v. septentrionalis, планктонные виды (Thalassiosira antarctica, T. gravida, Coscinodiscus curvatulus, Chaetoceros septentrionalis, C. mitra и др.) представлены единичными створками.

В уплотненных и плотных алевритах нижней части колонок диатомовые комплексы (экозона IV) имеют низкую численность и включают в основном пресноводные озерно-аллювиальные виды с единичными морскими сублиторальными и неритическими диатомеями, что свидетельствует о дельтовых условиях осадконакопления. Для вышележащих, также уплотненных, глинистых алевритов (экозона III) характерно, как правило, максимально высокое количественное содержание диатомей (до 7,3 тыс. створок/г) и сокращение численности пресноводных видов (1-19%), единично отмечены неритические и панталассные виды (Thalassiosira antarctica, Т. gravida, Rhizosolenia hebetata f. hebetata, Chaetoceros mitra и др.). Состав диатомовых ассоциаций отражает прибрежно-морские условия осадконакопления. Выше по разрезу, как правило, в слабо уплотненных или полужидких илах верхней части колонок наблюдается сокращение общей численности диатомей и их видового разнообразия (экозона II). При этом несколько увеличивается содержание пресноводных видов, почти полностью исчезают из состава тафоценозов морские планктонные диатомеи. В приповерхностных осадках, представленных неконсолидированными илами (экозона I), диатомовые комплексы характеризуются увеличением общей численности диатомей. Процентное соотношение экологических групп и видовой состав диатомовых ассоциаций соответствуют танатоценозам этого района моря.

Данных по определению абсолютного возраста осадков на шельфе Восточно-Сибирского моря мало, что затрудняет корреляцию и возрастную оценку выделенных диатомовых экологических зон. На побережье Восточно-Сибирского моря широко распространена голоценовая терраса с абсолютными высотами +3, +4 м, сложенная прибрежно-морскими и лагунными осадками, возраст которой по ¹⁴С определяется в 3-4 тыс. л. [Валпетер, 1978]. Можно предположить, что к этому временному интервалу относится формирование диатомовых ассоциаций экозоны III, характеризующихся как увеличением общей численности диатомей в осадках, так и возрастанием качественного и количественного содержания морских планктонных видов, что свидетельствует о возможно больших, чем в настоящее время, глубинах морского бассейна. В то же время, учитывая результаты исследований П.А. Каплина [1973], согласно которым формирование низких террасовых уровней с абсолютными высотами +3, +4 м на арктическом побережье Северо-Востока Азии происходит во время штормовых нагонов, высота которых достигает +5 и даже +10 м, корреляция экозоны III с временем формирования низкой голоценовой террасы требует дополнительных данных.

Предполагая синхронные изменения уровня морей Чукотского, Восточно-Сибирского и Лаптевых в ходе голоценовой трансгрессии, можно оценить с определенной долей условности время начала морского осадконакопления на отдельных участках шельфа Восточно-Сибирского моря, используя данные по радиоуглеродному датированию прибрежно-морских и дельтовых осадков для Чукотского моря [McManus and Creager, 1984] и моря Лаптевых [Holmes and Creager, 1974].

В море Лаптевых американскими исследователями получено 6 радиоуглеродных дат по общему органическому веществу для четырех колонок, взятых к западу от о. Котельного архипелага Новосибирских островов в пределах древних погребенных долин Восточной Лены и Яны. Возраст кровли отложений, интерпретируемых как дельтовые и фиксирующих положение уровня моря на изобатах 55 м и 50 м - уровень наиболее низкой в этом районе затопленной бере­говой линии [Аксенов и др., 1987; Holmes and Creager, 1974], по результатам исследования двух колонок составляет около 12-14 тыс. л. В Чукотском море датированные дельтовые осадки пра-Хоуп на глубине 48-50 м имеют возраст 14,6 тыс. л.

Следующий этап длительной стабилизации уровня моря выражен в виде обширной террасовой поверхности на глубинах 40-50 м, расположенной в Центральной части моря Лаптевых. Время ее формирования - около 11 тыс. л.н. [Holmes and Creager, 1974], что хорошо согласуется с данными по Чукотскому морю [McManus and Creager, 1984; McManus et al., 1983]. Морские приповерхностные голоценовые осадки в море Лаптевых имеют возраст около 6 тыс. л. [Holmes and Creager, 1974].

Ход дальнейшего повышения уровня морей восточного сектора Арктики устанавливается с большой долей условности. Вероятно, до 10 тыс. л.н. уровень Чукотского моря не превышал отметок -20 м, а по данным Д.Д. Бадюкова и П.А. Каплина [1979], стабилизация уровня Восточно-Сибирского моря на отметках -12 м имела место около 8,3 тыс. л.н.

Учитывая приведенные выше данные по изменениям уровня Восточно-Арктических морей в ходе развития голоценовой трансгрессии, можно оценить время формирования выделенных в осадках Восточно-Сибирского моря диатомовых экологических зон. Исследованные колонки донных осадков моря взяты на небольших глубинах - от 14 до 27 м. К северу и северо-западу от устья Индигирки, где глубины моря составляют 14-19 м, в основании разрезов колонок (ст. 319, 321, 322) вскрыты дельтовые осадки, согласно выделенным в них пресноводным комплексам диатомей. Накопление вышележащих осадков происходило, видимо, в нестабильной гидродинамической обстановке и сопровождалось размывами и перерывами в осадконакоплении, свидетельством чего являются отмеченные в разрезах колонок внутриформационные перерывы, сокращенная мощность осадков, а также отсутствие четко выраженной последовательности в смене диатомовых ассоциаций. Вероятно, экозоне III, характеризующейся в Чукотском и восточной части Восточно-Сибирского морей максимально высокой общей численностью диатомей в осадках и их видовым разнообразием, а также, как правило, относительным увеличением процентного содержания морских планктонных видов, соответствуют комплексы из нижних горизонтов прибрежно-морских осадков, в которых установлены подобные изменения в структуре диатомовых ассоциаций.

В районе между устьями Колымы и Индигирки также на небольших глубинах (15-19 м) колонками ст. 296 и 300 вскрыты исключительно морские осадки. Тафоценозы их характеризуются незначительным содержанием пресноводных диатомей по всему разрезу колонок (до 10-12%), несмотря на значительное их видовое разнообразие. Морское осадконакопление на данных глубинах в Восточно-Сибирском море, как было показано выше, могло начаться около 8-9 тыс. л.н., т.е. возраст толщи морских осадков должен быть не более 8 тыс. лет. Последовательные изменения в структуре диатомовых ассоциаций позволяют предположить, что значительных перерывов в осадконакоплении в данном районе моря не было. Подсчет скоростей осадконакопления показал, что на ст. 286 они составляли 5,3 см/тыс. лет, а на ст. 300 - 11,3 см/тыс. лет. Исходя из этого, время накопления отложений, включающих комплексы диатомей маркирующей экозоны III, соответствуют интервалу от 5,7 до 3,8 тыс. л.н. на ст. 296 и от 4,9 до 3,6 тыс. л.н. на ст. 300 (в последнем случае мощности осадков третьего горизонта, видимо, сокращены), а осадков, включающих экозону II на ст. 296 - от 3,8 до 2,9 тыс. л.н., что близко соответствующим данным, полученным по осадкам Чукотского моря [Полякова, 1989а, 1989б].

К востоку, между Чаунской губой и устьем Колымы, глубины моря составляют в районе взятия колонок от 14,5 до 22 м (ст. 27, 70, 80), что предполагает начало морского осадконакопления в данном районе не ранее 9 тыс. л.н., однако даже в наиболее длинных колонках (около 2 м), как показали результаты диатомового анализа, толща морских голоценовых осадков не была вскрыта полностью. По всему разрезу исследованных колонок преобладают морские, преимущественно ледово-неритические и криофильные виды диатомей, общая численность пресноводных видов не превышает 20%. Изменения в соотношении экологических групп и общей численности диатомей выражены слабо, что свидетельствует об относительной стабильности гидробиологической обстановки в данном районе моря в голоцене. К востоку от Чаунской губы глубины моря возрастают до 21-27 м (ст. 298 и 299). По данным Н.А. Мернера [1974], стабилизация уровня моря на отметках около -20 м имела место в интервале времени от 8,7 до 7,9 тыс. л.н., а по данным Р. Фейбриджа [Fairbridge, 1961], период стабилизации на глубинах -24, -15 м соответствует времени от 10,3 до 8,9 тыс. л.н.

Таким образом, морское осадконакопление в данном районе могло начаться около 10-9 тыс. л.н. В разрезе колонки ст. 299 изменения в структуре диатомовых тафоценозов выражены наиболее четко. В основании разреза вскрываются мелководные прибрежно-морские осадки, диатомовые ассоциации которых характеризуются значительным содержанием пресноводных видов (более 40%), преобладанием сублиторальных диатомей и незначительным содержанием планктонных неритических видов, что предполагает небольшие (до 5 м) глубины моря в период накопления вмещающих осадков. Исходя из этого, подсчитанные скорости осадконакопления в районе ст. 299 составляли около 8 см/тыс. л., а время формирования горизонта осадков, включающих маркирующую экозону III - от 5,7 до 2,5 тыс. л.н. и экозону II - от 2,5 до 1,3 тыс. л.н.

Таким образом, результаты исследований диатомей в толще донных осадков Восточно-Сибирского моря позволяют сделать следующие выводы. Морское осадконакопление в юго-восточной части моря началось 10-9 тыс. л.н., а в более мелководной юго-западной - 9-8 тыс. л.н. В первой половине голоцена (до 5,7 тыс. л.н., экозоны V и IV) при последовательном повышении уровня моря до его современного положения происходило затопление мелководного шельфа Восточно-Сибирского моря, что нашло отражение в смене дельтовых или прибрежно-морских диатомовых ассоциаций на морские сублиторальные, близкие по составу современным танатоценозам соответствующих районов моря. Наиболее благоприятные условия для развития фитоценозов в Восточно-Сибирском море (“гидробиологический оптимум”) сложились в конце атлантического - начале суббореального периодов голоцена (экозона III; 5,7-2,5 тыс. л.н.) и характеризовались максимально высокой продуктивностью как планктонных, так и донных ценозов диатомей, появлением в восточных районах моря относительно тепловодных, несвойственных арктическим водам видов, что свидетельствует об усилении Лонговской ветви беринговоморского течения. В последующий непродолжительный период (экозона II) наблюдается резкое ухудшение гидробиологической обстановки в Восточно-Сибирском море и, вероятно, некоторое снижение его уровня.

3.3. Море Лаптевых

Сведения о строении, условиях формирования и возрасте толщи донных осадков на шельфе моря Лаптевых еще весьма ограниченны [Аксенов и др.. 1987; Holmes and Creager, 1974], несмотря на интенсивное изучение его в последние годы [Reports on Polar Research, 1995]. В области открытого шельфа юго- восточной части моря, в районе, находящемся на расстоянии примерно 80-100 км от берега континента и 200 км от дельты р. Лены, исследованная толща донных осадков (ст. 330, гл. моря 30 м, длина колонки 130 см, см. рис. 19, 26) представляет собой тонкий глинистый ил без уплотненных горизонтов в низах разреза и признаков внутриформационных перерывов. Численность створок диатомей в осадках и соотношение экологических групп характеризуются резкими и неоднократными изменениями по разрезу колонки, что обусловлено неустойчивой гидрологической и седиментационной обстановкой в данном районе моря.

Общая численность диатомей, оставаясь в основном высокой, изменяется от 3 тыс. до 320 тыс. створок/г, содержание пресноводных видов в сумме составляет от 4 до 83%, морских - от 17 до 97%. Доминируют сублиторальные широко эвригалинные виды, в составе которых преобладает Thalassiosira bramaputrae v. septentrionalis. Общая направленность в изменении структуры диатомовых ассоциаций позволяет выделить три экологические зоны.

Диатомовые комплексы из осадков в нижней части разреза колонки (экозона III), максимально обогащенных гидротроилитом, характеризуются высокой общей численностью диатомей (до 320 тыс. створок/г) при наибольшем (до 97%) для данного разреза содержании морских диатомей, в составе которых, как и по всему разрезу, преобладает полубентический Thalassiosira bramaputrae v. septentrionalis. В виде единичных створок присутствуют неритические и панталассные виды p. Chaetoceros, Porosira glacialis. Thalassionema nitzschioides, в том числе и ледово-неритические виды и криофилы: Thalassiosira nordenskioeldii. Т. hyalina, Nitzschia grunowii и др. Однако суммарное содержание их в комплексах не превышает 6%. В вышележащих осадках (экозона II) преобладают пресноводные виды (до 82%), характерные для флоры рек Лены и Яны и поступавшие в прибрежную зону моря с речным стоком. Морские диатомеи представлены небольшим числом видов, нередко лишь створками полубентического эвригалинного Thalassiosira bramaputrae v. septentrionalis. Единично отмечены также Chaetoceros ingolfianus, Paralia sulcata, Rhizosolenia hebetata f. hebetata, Thalassionema nitzschioides, Thalassiosira constricta, T. hyalina. Приповерхностные осадки включают комплексы диатомей, отражающие современные гидробиологические и седиментационные условия в данном районе моря (экозона I).

Согласно имеющимся данным о ходе развития голоценовой трансгрессии на шельфе Восточно-Арктических морей уровень моря достиг положения изобат -28, -30 м, вероятно, около 10-11 тыс. л.н. С этого времени началось морское осадконакопление в исследованном юго-восточном районе моря Лаптевых. Однако, тафоценозы диатомей маркирующей экозоны III, выделенной в нижнем интервале осадков колонки, свидетельствуют, что в период накопления вмещающих их осадков уровень моря был близок современному или даже, возможно, несколько превышал его, а береговая линия занимала современное положение или располагалась несколько южнее. Наиболее вероятное время формирования экозоны III, как было показано в предыдущих разделах главы, соответствует интервалу от 3,5 до 6 тыс. л.н., т.е. толща морских голоценовых осадков, которая могла накопиться в данном районе моря, вскрыта далеко не полностью. Обращает внимание большая мощность осадков, включающих диатомовые комплексы экозоны II. Представляется вполне вероятным, что в период накопления осадков, включающих экозону II, береговая линия находилась несколько севернее ее современного положения, что обусловило более высокие скорости накопления материала, выносимого в прибрежную зону реками.

3.4. Карское море

Исследование толщи донных осадков Карского моря имеет длительную историю. Я.В. Самойловым, М.В. Кленовой, Т.И. Горшковой, В.Н. Саксом, Н.А. Беловым, Н.Н. Лапиной, Н.Г. Загорской с соавторами, коллективом геологов Института океанологии РАН [Аксенов и др., 1987] и другими исследователями описаны многочисленные колонки донных осадков из различных районов моря, предпринимались попытки их стратиграфического расчленения как по литологическим признакам, так и на биостратиграфической основе. Однако, чрезвычайная бедность осадков Карского моря четвертичными микрофоссилиями, а также обилие переотложенных меловых и палеогеновых форм является основным препятствием для корректных стратиграфических и палеогеографических построений.

Проведенные автором исследования диатомовых водорослей в толще донных осадков западной части Карского моря (см. рис. 19) по керну грунтовых колонок длиной до 3 м также не дали каких-либо значительных результатов. Остатки четвертичных диатомей содержались в небольших количествах, как правило, лишь в верхнем приповерхностном слое донных осадков, ниже по разрезу численность их резко сокращалась, а отмеченные формы принадлежали переотложенной морской палеогеновой и меловой флоре диатомей.

Вместе с тем, в некоторых интервалах голоценовых осадков из Восточно-Новоземельского желоба (ст. 1405) выделены достаточно представительные комплексы бентосных фораминифер [Аксенов и др., 1987] обедненного арктического типа, тепловодные ассоциации бореально-арктического типа и современные ассоциации фораминифер, характерные для данного района Карского моря. В районе Западно-Карского поднятия (ст. 1407) голоценовые осадки расчленены на бореальные, атлантические, суббореальные и субатлантические. Развитие наиболее тепловодных ассоциаций фораминифер бореально-арктического типа Т.А. Хусид относит к атлантическому периоду голоцена, т.е. к интервалу времени от 8 до 5 (4,5) тыс. л.н. В то же время, в соответствии с полученными нами данными по Баренцеву морю (см. ниже) последнее усиленное проникновение атлантических вод в Карское море могло иметь место в конце атлантического - начале суббореального передов голоцена.

3.5. Баренцево море

Донные осадки Баренцева моря начали изучаться на самых ранних этапах развития морской геологии. Благодаря трудам Ф. Нансена, Я.В. Самойлова, М.В. Кленовой, Т.И. Горшковой и многих других исследователей, сложились первые представления об условиях формирования и строении толщи донных осадков. Со времен работ М.В. Кленовой [1960] - основоположника морской геологии в России, было принято считать, что под маломощным поверхностным слоем влагонасыщенных современных (голоценовых) осадков залегают плотные, обезвоженные глины и суглинки (так называемые “древние глины”), генезис которых считался ледниковым.

В последнее десятилетие интенсивные геологические исследования в Баренцевом море, проводившиеся коллективами Института океанологии РАН им. П.П. Ширшова, Мурманского морского биологического института РАН, ВНИИОкеангеология, Арктической морской инженерно-геологической экспедиции (г. Мурманск), Геологического института Кольского научного центра РАН с использованием высокоразрешающего сейсмопрофилирования и инженерно-геологического бурения, а также отбора ненарушенных колонок грунтов из верхнего 5-метрового слоя морских осадков коренным образом изменили представления о строении толщи донных отложений Баренцева моря и позволили выявить основные хроностратиграфические границы в верхнекайнозойских отложениях большей части его акватории. Однако большой фактический материал интерпретируется исходя из различных, нередко диаметрально противоположных палеогеографических концепций.

При бедности донных осадков Баренцева моря микрофоссилиями опорной для биостратиграфических исследований верхнечетвертичных отложений южной части Баренцева моря и палеогеографических реконструкций можно считать скв. 26, пробуренную на юго-западном склоне Канинского мелководья (глубина моря 202 м, см. рис. 19, 27). Здесь вскрыта 30-метровая толща в основном глинистых четвертичных отложений, содержащих обильные споры, пыльцу, диатомеи, фораминиферы, залегающих на аргиллитоподобных глинах Маастрихта [Павлидис и др., 1992]. Профили, пройденные с помощью параметрического профилографа “Парасаунд” через точку бурения скважины, позволили четко определить положение основных слоев четвертичных отложений в разрезе. По разрезу выделено также несколько границ со скачкообразным изменением плотности осадков: на глубине 5,5 м от поверхности дна, 13,5 м и 26 м.

Толща отложений (мощность 12 м), залегающих непосредственно на осадочных породах мела, условно отнесена к нижнему-среднему плейстоцену [Павлидис и др., 1992]. Установленные в этих отложениях микрофауна и микрофлора характеризуются в наибольшей степени переотложением меловых микрофоссилий. Лежащие выше отметки 18,0 м отложения удалось детально расчленить, выделив основные горизонты верхнего плейстоцена и голоцена. Они содержат обильные и разнообразные (более 100 таксонов) комплексы морских диатомей (см. рис. 27), основную массу которых составляют ныне живущие виды, характерные для современного планктона и бентоса Баренцева моря, что свидетельствует о позднечетвертичном их возрасте. Наряду с ними, как и в поверхностных осадках Баренцева моря [Полякова и др., 1992], постоянно присутствуют морские меловые формы диатомей во вторичном залегании.

По разрезу исследованной скважины установлены изменения общей численности диатомей в осадках, соотношения экологических групп и видового состава, отражающие различные по масштабу изменения палеогеографических обстановок в южной части Баренцева моря в позднем плейстоцене - голоцене, что послужило основой стратиграфического расчленения отложений. В верхней части разреза (интервалы осадков 0-7,5 м, 7,5-16,0 м, 16,0-18,0 м) выделены три основные экологические группировки диатомей, соответствующие крупным трансгрессивным и регрессивному этапам развития морского бассейна. Смена диатомовых ассоциаций происходит постепенно и свидетельствует об отсутствии перерывов в осадконакоплении.

Первой трансгрессивной фазе соответствуют комплексы (интервал осадков 16,0-18,0 м) с высоким содержанием планктонных диатомей (до 32%), представленных почти исключительно холодноводными аркто-бореальными и биполярными видами, и криофилов (до 64%: Nitzschia grunowii, Detonula confervaceae, Chaetoceros septentrionalis, Melosira arctica), что свидетельствует о холодноводности морского бассейна и ограниченном поступлении в Баренцево море североатлантических вод. Из относительно тепловодных планктонных видов, попадающих в Баренцево море с атлантическим течением и не характерных для флоры собственно арктических вод [Полякова, 1988], отмечены лишь единичные створки Coscinodiscus radiatus.

Состав спорово-пыльцевых спектров (заключение Т.Д. Боярской, [Павлидис и др., 1992]) предполагает развитие в это время на прилегающих приморских низменностях еловых и сосново-березовых лесов без примеси широколиственных пород, что соответствует представлениям о растительности интерстадиального потепления валдайского времени.

Диатомовые комплексы последующей, в целом регрессивной фазы развития морского бассейна (7,5-16,0 м), характеризуются высоким содержанием сублиторальных диатомей (до 99,5%). Планктонные представлены спорами p. Chaetoceros и немногочисленными холодноводными аркто-бореальными и биполярными видами (Thalassiosira antarctica + Т. gravida, Т. baltica, Bacterosira fragilis), отмечены единичные относительно тепловодные виды (Coscinodiscus asteromphalus, С. radiatus). Обилие криофилов свидетельствует о значительной ледовитости, что являлось, вероятно, причиной низкой продуктивности как планктонных, так и бентосных ценозов (см. рис. 27). Во время регрессии моря растительный покров отличался существенным безлесием, развитием тундроподобных группировок с участием ксерофитных элементов. Подобные растительные ассоциации реконструируются для достаточно сурового времени позднеплейстоценового похолодания. В условиях регрессии Баренцева моря поступление теплых атлантических вод, даже в его южные районы, было весьма ограничено. Вместе с тем, отмеченные в донных осадках створки видов Coscinodiscus asteromphalus, С. radiatus, не свойственных современным арктическим водам, дают основание предполагать, что связь Баренцева моря с Северной Атлантикой, хотя и весьма ограниченная, продолжала существовать в период позднеплейстоценовой регрессии. Возможность подобных условий предполагал В.Н.Сакс [1948].

Граница между верхнеплейстоценовыми и голоценовыми осадками устанавливается по резкому (в 5-10 раз) увеличению общей численности диатомей и их видового разнообразия, изменению эколого-биогеографической структуры диатомовых ассоциаций (см. рис. 27). Спорово-пыльцевые спектры, характеризующие господство лесного типа растительности, свидетельствуют о существенном улучшении природной обстановки, что также соответствует голоценовому этапу развития ландшафтных обстановок на прилегающих низменностях.

В голоценовых комплексах диатомей выделено четыре экозоны. Наиболее древняя (экозона IV) отражает первое интенсивное поступление атлантических вод в Баренцево море, обусловившее появление в его южных районах разнообразных тепловодных видов диатомей (Coscinodiscus radiatus, С. perforatus, Actinocyclus divisus и др.) и вспышку продуктивности фитопланктона в основном за счет холодноводных ледово-неритических видов (Thalassiosira antarctica + Т. gravida, Т. nordenskiaeldii) и криофилов (Nitzschia grunowii, Pleurosigma stuxbergii и др.), а также обычных для зон дивергенций видов p. Chaetoceros и Thalassionema nitzschioides, что могло быть связано со смещением к северу границы Полярного фронта.

Комплексы диатомей экозоны III характеризуют наиболее оптимальные для развития диатомовой флоры на протяжении голоцена гидробиологические условия в Баренцевом море, обусловившие максимально высокую продуктивность как планктонных, так и бентосных ценозов диатомей. Общая численность диатомей превышает в 5-10 раз содержание их в поверхностных осадках. Разнообразны тепловодные элементы планктонной флоры (Coscinodiscus asteromphalus et v. subbuliens, С. radiatus, С. perforatus и др.), а также тепловодные сублиторальные виды (Diploneis bombus, Navicula lyra и др.). Аналогичные, но весьма обедненные комплексы диатомей, соответствующие экозоне III, выделены в юго-восточной части моря (ст. 1280, см. рис. 19) и в фиордах Новой Земли (ст. 1328), а в районе Канинского поднятия (ст. 594) в составе диатомовых ассоциаций этой зоны увеличивается содержание тепловодных элементов.

Становление современных гидрологических и гидробиологических условий в Баренцевом море (экозоны II и I) выразилось, прежде всего, в последовательном сокращении общей численности диатомей в осадках и относительном уменьшении разнообразия и численности планктонных видов.

Данные радиоуглеродного датирования донных осадков Баренцева моря и прилегающих районов Северной Атлантики позволяют оценить возраст выделенных экозон. Переход от холодных условий позднего плейстоцена к голоценовому потеплению в Северной Атлантике происходил быстро, а граница между этими двумя палеогеографическими событиями была диахронной. В Северной Атлантике эпоха потепления началась 10,5 тыс. л.н., в Норвежско-Гренландском бассейне позднее 9,3-9,8 тыс. л.н., т.е. предбореальный - бореальный периоды голоцена [Kellogg et al., 1978; Olsson, 1982; Koç et al., 1992]. Возраст этой границы в юго-западной части Баренцева моря определяется в 8-8,7 тыс. л.н. [Bjorlykke et al., 1978; Elverhoi and Bomstad, 1980], а между 8,7-7,7 тыс. л.н. теплые воды достигли Свальбарда [Salvigsen et al., 1992]. Поступление теплых североатлантических вод в Баренцево море привело к смещению в северо-восточном направлении Полярного фронта, что обусловило резкое увеличение продуктивности вод. К этому времени, вероятно, относится начало формирования осадков, включающих диатомовые ассоциации экозоны IV, нижняя граница которой (на глубине 7,5 м от поверхности дна) проводится по общему увеличению численности диатомей в осадках и значительным изменениям в структуре тафоценозов. Предполагая равномерные скорости осадконакошюния в данном районе Баренцева моря в голоцене (они составили 88,2 см/тыс. лет по скв. 26), время формирования горизонта осадков, включающих комплексы диатомей экозоны III (глубина 3.2-4,3 м), соответствует интервалу времени от 5,7 до 3,7 тыс. л.н., т.е. концу атлантического - началу суббореального периодов голоцена. Близкие результаты получены О.Г. Окуневой и В.Я. Стелле [1986] по материалам скважины, пройденной на мелководье восточнее о. Колгуев, где мощность голоценовых осадков составляла 44 м. Для интервала осадков (36,8-21,8 м) с наиболее тепловодными ассоциациями фораминифер получены по ¹⁴С даты 4630±120 л. (Ri-309) и 5440±130 л. (Ri-309a).

Сравнение полученных данных по Баренцеву морю с материалами по диатомовой стратиграфии и палеоокеанологии Норвежского, Гренландского и Исландского морей [Коç Karpus et al., 1993; Коç Karpus and Jansen, 1992; Джиноридзе и др., 1981; Самойлович и др., 1988] показало следующее. Как и в Баренцевом море, в конце верхнего плейстоцена - начале голоцена численность диатомей резко возрастает, но граница эта диахронна в пределах Норвежско-Гренландско-Исландского бассейна и повышается с юго-востока на северо-запад в интервале времени от 14 до 7 тыс. л.н. в соответствии с миграцией Полярного фронта. Дальнейшее направление изменений численности диатомей в осадках и палеотемператур варьировали в зависимости от регионов, находящихся под влиянием различных водных масс. Наиболее ярко морской или гидробиологический оптимум проявился у западных и северо-западных берегов Норвегии в интервале времени 8-5 тыс. л.н.

Таким образом, результаты исследования диатомей в толще донных осадков Баренцева моря показали, что на протяжении голоцена условия седиментации в центральных и северо-восточных районах моря были, как и в настоящее время, неблагоприятны для накопления диатомей (ст. 1273, 1275 и др., см. рис. 19), и лишь на отдельных участках в южной части моря, где и современные танатоценозы характеризуются относительно высоким количественным содержанием, выявлены представительные диатомовые комплексы (ст. 594, 1280, скв. 26).

Первое интенсивное поступление североатлантических вод в Баренцево море около 8-9 тыс. л.н. привело к смещению Полярного фронта в северо-восточном направлении и увеличению продуктивности диатомовых ценозов. Наиболее значительным событием голоценовой истории моря был период “гидробиологического или морского оптимума”, связанный с последним значительным усилением адвекции вод североатлантического течения, обусловившим резкое возрастание продуктивности вод и, вероятно, повышение их поверхностных температур. В Баренцевом море оптимум проявился в конце атлантического - начале суббореального периодов голоцена, т.е. несколько позднее, чем в Норвежско-Гренландском бассейне, где установленные его временные границы в целом соответствуют атлантическому периоду.

ГЛАВА 4. ПАЛЕОГЕОГРАФИЯ АРКТИЧЕСКИХ МОРЕЙ ЕВРАЗИИ

Изложенные выше материалы позволяют перейти к палеогеографическим реконструкциям и анализу некоторых проблем палеогеографии Арктического океана в позднем кайнозое. Исходя из того, что образование Арктического океана завершилось в целом в мезозое-раннем кайнозое, представляется целесообразным кратко остановиться на рассмотрении истории его формирования и палеоокеанологических обстановках в этот предшествующий период, в значительной степени определивших пути дальнейшей эволюции арктической морской биоты и палеогеографии Арктики в целом.

4.1. Мезозойская и раннекайнозойская история Арктического океана

Мезозойская и раннекайнозойская история Арктического океана еще очень слабо документирована. К настоящему времени известно лишь несколько местонахождений мезозойских отложений в Арктическом океане, а интерпретация возраста и природы геомагнитных инверсий, которые обычно используются для реконструкций палеотектонического и палеогеографического развития Арктического океана на ранних этапах его развития, дискуссионны. В наиболее общей форме тектоническая история образования Арктического океана в мезозое с учетом биостратиграфических данных представляется следующим образом.

На протяжении большей части мезозоя в Арктику проникал глубоководный залив Северной Пацифики (Южно-Анюйский океанический бассейн, рис. 28), который в апте был практически полностью закрыт [Zonenshain and Natapov, 1989; Lawver et al., 1990]. Стратиграфические материалы, вместе с тем, позволяют говорить о широком развитии процессов морского осадконакопления в высоких широтах Северного полушария в это время [Моря Советской Арктики, 1984]. Судя по общности животного и растительного мира, а также солевому составу вод, обширные, преимущественно мелководные морские водоемы Арктики в мезозое имели постоянные связи с Мировым океаном [Грамберг и Ронкина, 1983], изменявшиеся во времени.

В результате формирования на месте Южно-Анюйского океанического залива складчатого пояса и дальнейшей перестройки структурно-тектонического плана в Восточной Арктике, связь Арктического океана и Тихого со второй половины мела становится ограниченной и даже прерывается [Zonenshain and Natapov, 1989]. В то же время, с юры появляются первые признаки миграций фаун с запада [Грамберг и Ронкина, 1983] и, как полагают, в середине юры образовался мелководный морской путь, соединивший Атлантику и Пацифику через Арктику [Zonenshain and Natapov, 1989]. Обмен арктических фаун и Тетиса осуществлялся, начиная с поздней юры и на протяжении большей части мела и палеогена, по эпиконтинентальному Тургайскому проливу, который был полностью открыт в позднем мелу, непостоянно функционировал в палеоцене и стал более открытым и мористым в эоцене до его закрытия в результате регрессии в позднем эоцене или олигоцене [Виноградов и др., 1967]. Спорадически в течение позднего альба и постоянно с сеномана до позднего маастрихта Арктический океан соединялся с тропическими и субтропическими районами Атлантики (Мексиканский залив) по так называемому Западному внутреннему морскому пути (рис. 29), начинавшемуся в Восточно-Арктическом бассейне и пересекавшему Северо- Американскую платформу [Marincovich et al., 1990]. Он закрылся в позднем маастрихте в результате эвстатического падения уровня океана и активных тектонических подвижек в районе поднимавшихся Скалистых гор.

Согласно господствующим в настоящее время представлениям о тектонической природе Арктического океана, его рост осуществлялся за счет системы срединно-океанических хребтов и океаническая кора глубоководных котловин была сформирована в результате спрединга.

Диахронность их образования (Канадского бассейна: 125-155 млн. л.н.; Макарова: 55-76 млн. л.н.; Лабрадорского: 44-80 млн. л.н.; океаническая кора Норвежско-Гренландского бассейна была сформирована в течение последних 56 млн. л.н.) предполагает существование нескольких спрединговых систем различного возраста [Zonenshain and Natapov, 1989].

Происхождение и время образования хребтов Арктического океана различно и является предметом активных дискуссий. Хребет Ломоносова, как полагают, представляет собой фрагмент бывшей Евразиатской окраины и свое современное положение занял к началу третичного времени в результате спрединга океанического дна. Хребет Альфа-Менделеев, вероятно, возник в результате очагового магматизма вдоль прежнего центра спрединга, так же, как и хребет Гаккеля.

Главным событием арктической тектоники в поздней юре - раннем мелу было начало открытия Канадского бассейна за счет ротации блоков: Арктическая Аляска, Чукотка и Арктическая Канада, и образование океанической коры предполагается в позднемеловое время - 80-118 млн. л.н. [Савостин и др., 1984; Lawver et al., 1990 и др.].

Верхнемеловые отложения Канадского бассейна вскрыты в основании разреза мезо-кайнозоя на склоне хребта Альфа [Van Wagoner, and Robinson, 1985]. Они представлены базальтами, указывающими на вулканическое происхождение хребта, черными сланцами, вероятно, кампана и диатомитами. Черные сланцы содержат большое количество органического материала, очевидно, континентального происхождения и органического углерода до 15%. Отложения слоистые и датированы по палиноморфам. Предполагают, что формирование их происходило при дефиците кислорода в условиях изолированного или полуизолированного морского бассейна, существовавшего на окраине хребта и отчлененного от океана цепочкой островов.

Верхнемеловые, почти чистые диатомовые илы, включающие прекрасно сохранившиеся диатомеи, силикофлягелляты и эбриидеи, более типичные для умеренных широт, были найдены в двух колонках, взятых на расстоянии 150 км. Осадки в обеих колонках содержат очень мало терригенного материала, ламинированы, и в них отсутствуют какие-либо значительные признаки бентосной жизни. Ярко выраженная слоистость осадков (Core 6, CESAR [Barron, 1985в]) обусловлена чередованием более темных и более светлых слоев диатомовых илов.

Установлено, что темные слои состоят почти исключительно из спор диатомей, в то время как более светлые содержат вегетативные створки с небольшим количеством спор. Дж. Баррон [Barron, 1985в] предположил, что ламинирование осадков отражает сезонные флуктуации в популяциях диатомей в областях высокой органической продуктивности. Несмотря на некоторую таксономическую обедненность диатомовых комплексов, он отмечает чрезвычайную близость их систематического состава верхнекампанским диатомовым комплексам, установленным Н.И. Стрельниковой [1974] в верхнемеловых отложениях Западной Сибири, и существенные отличия с составом маастрихтской флоры диатомей северотихоокеанского региона (Калифорния).

Близость систематического состава верхнемеловых комплексов диатомей Канадской котловины и Западной Сибири подтверждает наличие морской связи между двумя бассейнами в позднем кампане. Этот период в Западной Сибири характеризовался накоплением мощных толщ диатомитов, свидетельствующих о высокой продуктивности вод, причину которой Н.И. Стрельникова [1974] видит в поступлении с севера из глубоководных котловин Арктического бассейна холодных вод, обогащенных биогенными элементами. Подобные течения приводили к развитию кремнистых биогенных осадков, носившему локальный характер (Западная Сибирь, западная часть Карского моря). Диатомовые комплексы, близкие кампанским, установлены также в Западном Предуралье, Пензенской области, Среднем Поволжье, Гданьской бухте. Все они относятся к бореальной палеобиогеографической области и свидетельствуют о связи морей, развитых в позднем мелу на Русской платформе, Западно-Сибирского моря и Арктического бассейна.

На шельфе Баренцева моря мощность меловых отложений достигает 1000 м и более. Они представлены континентальными, часто угленосными формациями и отложениями мелководных морей, которые неоднократно проникали в меловое время с севера и северо-запада в пределы баренцевоморского шельфа и отчасти на прилегающие низменности. Максимального развития меловые трансгрессии достигли в сантон-кампанское время [Моря Советской Арктики, 1984]. Обилие верхнемеловых диатомей в современных и голоценовых осадках Баренцева моря свидетельствует о широком распространении биогенного кремненакопления в этом районе в верхнем мелу.

Ламинированные илистые отложения мела, содержащие бентосные фораминиферы, выявлены также в трех колонках на восточном склоне хребта Нортвинд (Чукотское плато), возраст их и условия накопления не могут быть в настоящее время установлены достаточно точно [Phillips et al., 1990].

Происхождение и условия накопления меловых осадков активно дискутируются. Полагают, что ламинирование осадков было обусловлено флуктуациями сложной системы апвеллингов Арктического океана или активизацией гидротермальных систем в океане [Kitchell and Clark, 1982], но неясными остаются источники поступления растительных остатков наземного происхождения в черных сланцах.

В палеоцене и эоцене Арктический океан представлял собой, как полагают, довольно ограниченный бассейн или “Арктический залив” по образному определению Д.МикНейла [McNeil, 1989], соединенный с южным океаном через мелководное Западно-Сибирское море и эпиконтинентальный Тургайский пролив (рис. 30). Эоценовые осадки в центральной части океана вскрыты также на склоне хребта Альфа. Они содержат биогенные кремнистые остатки эоценового фитопланктона [Bukry, 1984], обилие которых предполагает активное развитие апвеллингов в Канадском бассейне в период их накопления, как и в позднем мелу, а систематический состав силикофлягеллят, установленных в этих осадках, подтверждает связь Арктического океана с Мировым в среднем или позднем эоцене. Биогенное кремненакопление продолжалось в первой половине кайнозоя и в Западно-Сибирском бассейне, а также на прилегающем шельфе, где формировались мощные толщи диатомитов, диатомовых глин, опок. С юга морские бассейны проникали на Русскую равнину.

Анализ систематического состава раннекайнозойских флор, проведенный Н.В. Стрельниковой [1992], показал, что зональные комплексы диатомей в Северном полушарии прослеживаются в пределах обширных регионов, но имеют свои возрастные особенности. Палеоценовые диатомовые комплексы, близкие по систематическому составу, установлены в Западной Сибири, Поволжье; нижнеэоценовые - в Западной Сибири, Поволжье, Киргизии, Прикаспийской низменности, Норвежском море, Швеции; нижне-среднеэоценовые - в Норвежском море, Казахстане, приэкваториальной Атлантике; эоценовые - в Норвежском море, на севере Тихого океана, Воронежской синеклизе. Эоценовые комплексы морских диатомей выявлены также, возможно, во вторичном залегании, на Шпицбергене и в донных грунтах на шельфе Земли Франца Иосифа [Моря Советской Арктики, 1984]. Все это указывает на несомненную связь между различными бассейнами, существовавшими в северном полушарии в палеогене и соединявшимися с Арктическим океаном, возможно, эпизодически.

Местонахождения морских нижнетретичных палеонтологически охарактеризованных отложений в разрезах континентального обрамления Амеразийского сектора Арктики немногочисленны. Одно из наиболее известных находится на северном побережье Аляски (Оушен Пойнт). Обильная и разнообразная по составу палеоцен - раннеэоценовая фауна моллюсков, остракод, бентосных фораминифер, установленная в верхней части формации Принс Крик, свидетельствует о раннетретичном соединении Арктического океана и бассейна Северного моря [Marincovich et al., 1990] и отражает мелководные прибрежно-морские условия осадконакопления. Они перекрываются верхнеплиоценовыми морскими отложениями формации Губик и подстилаются континентальными, содержащими кости динозавров. Однако значительное переотложение меловых и раннетретичных фоссилий в отложения формации Принс Крик привело к неоднозначной оценке ее возраста и принципиально различным палеогеографическим построениям.

К востоку от Оушен Пойнт, также в пределах Арктической прибрежной равнины, морские слои “Franklin Bluffs Member" предположительно конца среднего эоцена выделены в составе формации Сагаваниркток, представленной преимущественно континентальными нижнетретичными отложениями. Комплексы диатомей и силикофлягеллят из эоценовых морских слоев по заключению Дж. Баррона [Marincovich el al., 1990] предполагают соединение Арктического океана с Мировым в этот период.

Морские отложения позднего мела (маастрихт) - эоцена (олигоцена?) установлены на некоторых островах Королевы Елизаветы Канадского Арктического архипелага. Формация “Eureka Sound Group” мощностью более 4000 м включает как морские, так и континентальные отложения. Одни из наиболее хорошо изученных разрезов расположены на западе о. Элсмир, где вскрывают мощную толщу морских (“Mount Moors Formation”), преимущественно песчаных отложений с хорошо сохранившейся и обильной ископаемой фауной морских и солоноватоводных моллюсков [Marincovich et al., 1990]. Микрофоссилии (остракоды, фораминиферы) редки в этих отложениях. Характерно присутствие в составе малакофауны бивальвий Cyrtodaria rutupiensis, идентифицированных и в палеоценовых отложениях разрезов Оушен Пойнт, а также известных из верхнепалеоценовых нижнеэоценовых отложений Лондонского бассейна и почти одновозрастных отложений Свальбарда [Marincovich et al., 1990]. По мнению Л. Маринковича с соавторами это говорит не только в пользу наличия связей в палеогене между Амеразийским бассейном Арктики, Норвежско-Гренландским и Северным морями, но и поддерживает концепцию существования отдельного высокоширотного морского фаунистического царства, в значительной степени изолированного от Мирового океана. Изотопно-кислородные исследования показали, что температуры морских вод на широте о. Элсмир были в этот период около 15°С, что значительно выше, чем в настоящее время на этих широтах, но ниже палеоценовых температур на северо-востоке Америки, Западной Гренландии и Норвежском бассейне.

В бассейне Бофорт-Маккензи наиболее древние ассоциации раннекайнозойских бентосных фораминифер и динофлягеллят, соответствующие палеоцену и эоцену, характеризуют мелководные условия осадконакопления [McNeil, 1989]. Они включают почти исключительно бентосные агглютинированные виды фораминифер, большая часть которых считаются эндемиками Арктического океана. Однако, как отмечают Ф. Янг и Д. МакНейл [Young and McNeil, 1984], часть видов являются общими с биотой Северо-Западной Европы и свидетельствуют о существовании морской связи с бассейном Северного моря. Начиная с олигоцена увеличивается численность и разнообразие видов атлантического происхождения в составе микрофауны фораминифер бассейна Бофорт-Маккензи, что предполагает расширение связей Арктического океана с Северной Атлантикой, которое Д. МакНейл связывает с открытием пролива Фрам.

Крайний Северо-Восток Азии в палеогене испытывал преимущественную тенденцию к поднятию. Начало неотектонического этапа развития на Северо-Востоке Азии устанавливается на рубеже эоцена-олигоцена [Палеоген..., 1989] или даже ранее - в конце мела-палеоцене. Активизация дифференцированных тектонических движений привела к формированию горного рельефа на материке и накоплению в прогибах и впадинах мощных, до нескольких тысяч метров, как, например, на шельфе моря Лаптевых [Drachev et al., 1995], толщ преимущественно континентальных и, отчасти, прибрежно-морских (эоценовые быковская свита северного Верхоянья, анжуйская свита Новосибирских островов, кенгдейская свита шельфа моря Лаптевых) отложений. В этот период предполагаются ингрессии морей, которые проникали с севера, возможно, по Усть-Янскому и Нижнеколымскому грабенам, а также в районе Чаун-Чукотки [Алексеев и др., 1991]. На короткое время мог открываться Берингов пролив, о чем свидетельствуют редкие находки олигоценовых видов диатомей во вторичном залегании в верхнекайнозойских отложениях Валькарайской и Ванкаремской низменностей и в голоценовых осадках в районе Берингова пролива. Однако до настоящего времени какие-либо представительные палеофаунистические и палеофлористические комплексы в предполагаемо морских нижнекайнозойских отложениях Северо-Востока Азии не установлены.

История возникновения и развития Евразийского бассейна Арктического океана генетически связана с тектоническими событиями в Норвежско-Гренландском бассейне и Северной Атлантике. Первые проявления спрединга в Северной Атлантике устанавливаются в средней юре, в Центральном и Викинг грабенах - около 170 млн. л.н., а в Северном море - между 176 и 138 млн. л.н. [Lawver et al., 1990]. В это время начал развиваться новый бассейн между Гренландией и Скандинавией и в середине юры образовался мелководный морской проход, соединивший Северную Атлантику и Арктику [Zonenshain and Natapov, 1989]. Распространение рифтинга из Северной Атлантики к северу в район Лабрадорского моря и Баффинова залива результировалось в отделении Гренландии от Арктической Канады и образовании морского бассейна около 110 млн. л.н., частично имевшего океаническую кору [Zonenshain and Natapov, 1989]. К концу мелового периода спрединг распространяется в северную часть Лабрадорского моря [Lawver et al., 1990]. Арктический океан имел прерывистую связь с Лабрадорским морем через Северную Атлантику до второй половины палеоцена, что устанавливается по идентичным видам фауны [Marincovich et al., 1990]. В конце палеоцена-раннем эоцене континентальный мост, связавший Северную Америку и Европу к югу от Скандинавии, изолировал Арктический океан и бассейн Северного моря от Северной Атлантики, но он существовал как неразрушенный барьер в течение короткого времени.

Начало глубинной циркуляции между Арктическим океаном и Северной Атлантикой не может быть установлено пока с достоверностью. В настоящее время полагают, что глубоководная связь между Арктическим океаном и Гренландским морем в районе пролива Фрам, образовавшегося в результате спрединга между Гренландией и Свальбардом, установилась уже к раннему олигоцену - около 35 млн. л.н. [Thiede et al., 1990]. Однако, плато Ермак и поднятие Моррис Джессуп препятствовали стоку глубинных арктических вод в Гренландское море, возможно, до миоцена или плиоцена, так же, как Гренландско-Шотландский хребет, ограничивавший сток из Гренландского моря в Северную Атлантику, должно быть, опустился только в неогене [Thiede and Eldholm, 1983]. Неясно пока влияние и срединно-океанических хребтов - Ломоносова и Альфа-Менделеев, возможно, находившихся выше уровня моря, на характер циркуляции вод, так как к концу мезозоя Арктический океан, вероятно, состоял из изолированных бассейнов, не имевших глубоководной связи с Мировым океаном, и кайнозойская история их до настоящего времени достоверно не известна [Thiede et al., 1991].

В отличие от других океанических бассейнов Евразийского сектора Арктики допозднекайнозойская история развития Норвежско-Гренландского моря документирована многочисленными колонками донных осадков, полученными, главным образом, в результате программ глубоководного бурения (DSDP Leg 38 и ODP Leg 104). Мезозойские и палеогеновые осадки датированы с помощью различных биостратиграфических методов и скоррелированы с североатлантическими и северотихоокеанскими схемами.

Наиболее древняя, раннеэоценовая пелагическая микрофлора и фауна [Schrader et al., 1976] характеризуют более теплые, чем современные, условия. Вероятно, Гренландско-Шотландский хребет не оказывал значительного влияния на обмен фаун и флор Северной Атлантики и Норвежско-Гренландского бассейна в это время, что устанавливается по составу пелагических ископаемых ассоциаций [Thiede et al., 1990]. Палеотемпературные реконструкции по силикофлягеллятам предполагают [Ciesielski et al., 1989], что поверхностные воды восточной части Норвежского моря оставались относительно теплыми (субтропическими) до раннего миоцена включительно.

Эволюция придонных вод Норвежско-Гренландского бассейна, реконструируемая по бентосным фораминиферам из района плато Воринг, отличалась от поверхностных, но восстановление истории развития придонной циркуляции осложняется, в первую очередь, быстрым увеличением глубин бассейна: от мелководных - 58,0-55,0 млн. л.н. до глубоководных (более 2000 м) - около 23-24 млн. л.н., а также растворением карбонатов бентосных фораминифер в отдельных интервалах осадков и неясной экологией видов. Несмотря на это, полученные данные показывают близость систематического состава эоценовой и олигоценовой донной фауны с одновозрастной фауной Лабрадорского моря, Западной Атлантики и Северного моря. Это позволило сделать заключение, что условия придонных вод, существовавшие в Норвежско-Гренландском бассейне, были типичны для обширной арктической области, включавшей также Лабрадорское море и прилегающий шельф Северного моря, и обмен глубинных фаун осуществлялся поэтапно в зависимости от погружения Гренландско-Шотландского хребта [Thiede et al., 1989]. В отличие от поверхностных вод, которые по мнению некоторых исследователей характеризовались высокой продуктивностью, донные воды были бедны биогенными элементами и кислородом.

Несмотря на то, что палеоклиматические реконструкции, так же, как и реконструкции палеотемператур поверхностных вод Норвежско-Гренландского бассейна показывают, что в течение эоцена и олигоцена, вплоть до раннего миоцена, сохранялись теплые условия [Thiede et al., 1989], предполагают, что в палеогене возможно первое оледенение Свальбарда, развивавшееся в условиях его активного тектонического поднятия. Основанием для этих построений послужили находки глендонитов и обломочного материала, возможно, ледникового происхождения в морских нижнеэоценовых отложениях формации Гилсонриджен [Muller and Spielhagen, 1990]. Других свидетельств оледенения или существования льдов в какой-либо иной форме в Арктике в палеогене нет, что отличает его историю от развития Южной Полярной области.

Таким образом, в мезозое и раннем кайнозое закончилось, в целом, оформление структурно-тектонического плана Арктического океана. На протяжении этого времени он не был изолирован от Мирового и формирование его биоты происходило под влиянием северотихоокеанской (до середины мела), Тетиса (с поздней юры до эоцена) и атлантической. С тропическими и субтропическими районами Северной Атлантики Арктический океан имел прерывистую связь по Западному внутреннему морскому пути с позднего альба до позднего маастрихта, а со средней юры мелководные моря соединяли Северную Атлантику и Арктику в районе Норвежско-Гренландского бассейна. Погружение Гренландско-Шотландского хребта в эоцене-олигоцене впервые открыло широкий доступ теплым североатлантическим водам в Норвежско-Гренландское море, но глубинный сток арктических вод в Атлантику, близкий современному, обусловивший глобальные изменения циркуляции водных масс, установился лишь в позднем кайнозое.

4.2. Позднекайнозойская история арктических морей Евразии

Позднекайнозойский период истории Арктического океана, или, как его нередко называют - “гляциальный”, характеризовался развитием различных форм оледенений в Арктике, что было связано с его относительной изоляцией в условиях прогрессирующего охлаждения полярных областей в позднем кайнозое. Несмотря на то, что этот период значительно более полно, чем предшествующий, обеспечен геологическими данными, многие кардинальные вопросы палеогеографии позднего кайнозоя Арктического океана решаются на ограниченном фактическом материале, который трактуется исходя из различных концепций палеогеографического развития Арктики. Обобщение биостратиграфических данных по арктическому шельфу Евразии, возможно, позволит подойти к решению некоторых из дискуссионных проблем, как, например, время проявления и палеогеографические условия развития трансгрессий на севере Евразии, этапы соединения Арктического и Тихого океанов и их роль в эволюции арктической морской биоты, начало развития морского оледенения в Арктике и некоторых других.

4.2.1. Миоцен

До недавнего времени миоцен считался этапом континентального развития северной окраины Евразии и изоляции Арктического океана от Тихого. Полученные в последние годы данные, в значительной мере по ископаемой диатомовой флоре, показали, что в конце раннего-начале среднего миоцена морские бассейны распространялись в пределах шельфа Восточно-Сибирского и восточной части моря Лаптевых, а в районе п-ова Св. Нос накапливались прибрежно-морские мелководные осадки - алевриты и глины с большим количеством растительных остатков и сублиторальной флорой диатомей (рис. 31). Ингрессионные морские заливы глубоко проникали по долине Колымы и в пределы Чаунской впадины, на что указывают морские диатомеи и фораминиферы, частично во вторичном залегании.

В конце среднего - позднем миоцене морские бассейны занимали Валькарайскую и Ванкаремскую низменности Северной Чукотки и, вероятно, Чаунскую впадину. На Валькарайской низменности морские неогеновые переотложенные диатомеи установлены в разнофациальных и разновозрастных отложениях, вплоть до современных, на абсолютных высотах до +100 м. В разрезах буровых скважин и шахт миоценовые комплексы диатомей приурочены к прибрежно-морским и лагунным отложениям рыпильхинской свиты и вскрываются на абсолютных отметках ниже современного уровня моря. Время их формирования согласно стратиграфическому распространению установленных видов диатомей соответствует концу среднего - началу позднего миоцена и середине позднего миоцена. Биогеографический состав диатомовой флоры отражает изменения палеогидрологической обстановки в Восточно-Арктических морях: от тепловодных бореального морского бассейна конца среднего-начала позднего миоцена к более холодноводным условиям середины позднего миоцена с преобладающей эндемичной аркто-бореальной неогеновой флорой диатомей, в составе которой появляются единичные криофильные виды, являющиеся показателями возможной ледовитости Арктического бассейна.

На Ванкаремской низменности Северной Чукотки комплексы морских диатомей из отложений верхневельмайской подсветы, представленные преимущественно неритическими и сублиторальными видами с небольшим участием вымерших неогеновых пресноводных форм, соответствуют двум позднемиоценовым зональным подразделениям северотихоокеанской диатомовой шкалы. Характерной особенностью диатомовых ассоциаций является увеличение в составе последних холодноводных, преимущественно бореальных неогеновых видов, а также криофильных диатомей; тепловодные элементы флоры единичны.

Границы позднемиоценового морского бассейна четко устанавливаются в пределах Ванкаремской и Валькарайской низменностей Северной Чукотки, а также в районе Чаунской губы. В позднем миоцене морские бассейны занимали также современный шельф Восточно-Сибирского моря и некоторые районы прилегающих низменностей Северной Якутии и Новосибирских островов. В целом, приморские низменности Якутии, примыкающие к относительно молодым складчатым горным сооружениям, в миоцене характеризовались относительно непродолжительными во времени медленными опусканиями, которые почти полностью компенсировались континентальным осадконакоплением, благодаря чему морские отложения в их пределах имеют крайне ограниченное распространение. В конце миоцена морской залив, имевший связь с Восточно-Арктическими морями, занимал Северо-Сибирскую низменность до устья Енисея, о чем свидетельствуют остатки позднемиоценовых видов диатомей, вероятно, во вторичном залегании.

В Западном секторе Арктики в миоцене продолжались преимущественно восходящие неотектонические движения. Миоценовые континентальные отложения широко развиты в центральных и южных районах Западно-Сибирской равнины, а озерные отложения с соответствующей флорой диатомей установлены на севере п-ова Ямал [Полякова и Данилов, 1989].

Достоверных свидетельств развития морских трансгрессий в миоцене на Севере Русской равнины нет, а имеющиеся данные предполагают формирование в этот период мощных толщ аллювиальных и озерно-аллювиальных отложений. В Тимано-Уральской области в последние годы континентальные миоценовые отложения были установлены В.Л. Яхимович и В.С. Зархидзе [1990] в бассейне р. Печоры, где они представлены насыщенными органикой глинами, переслаивающимися с зеленовато-серыми песками, алевритами с прослоями углистых глин и аллювиальными гравийно-галечными отложениями, накопление которых происходило в теплом климате при наличии в данном районе обедненной тургайской флоры. Стратиграфическое положение помещенной в основании континентальной серии осадков морской лыжской свиты по палеонтологическим данным не представляется бесспорным.

Корреляция морских миоценовых трансгрессий, установленных на крайнем Северо-Востоке Азии, с возможными аналогами в арктических районах Северной Америки в настоящее время представляется одной из наиболее важных и сложных палеогеографических проблем Берингийского региона. Исходя из близости географического положения Аляски и Чукотки, можно было бы предположить возможность синхронного развития тектонически и, отчасти, эвстатически обусловленных трансгрессивно-регрессивных циклов, по крайней мере, в пределах их арктических побережий. Однако геологическая история этих районов в кайнозое различна. Не останавливаясь на рассмотрении многочисленных моделей их тектонического развития, сейчас можно констатировать следующее. Чукотка и Аляска существовали как единый блок (Арктида) на протяжении, по крайней мере, большей части мезозоя [Zonenshain and Natapov, 1989; Lawver et al., 1990]. В раннем (среднем?) мелу этот блок был разрушен и началось раздвижение Аляски и Чукотки, между которыми образовался морской бассейн. Несмотря на весьма противоречивую трактовку геологических и геомагнитных данных, они однозначно свидетельствуют, что дальнейшее развитие Аляскинской и Чукотской плит в мезо-кайнозое происходило самостоятельно в составе различных тектонических систем и имело свои особенности.

Стратиграфическое положение морских кайнозойских толщ арктических районов Северной Америки, как, впрочем, и Евразии, является предметом активных дискуссий. Достоверные биостратиграфические данные, в первую очередь, по кремнистым микрофоссилиям, на основании которых можно было бы осуществить межрегиональные корреляции, отсутствуют, и, фактически, миоценовые трансгрессии в арктических районах Аляски в настоящее время не выделяются. Стратиграфическое расчленение морских толщ Северной Аляски и Канадской Арктики основано преимущественно на фауне моллюсков, в последние годы используются также показатели степени эпемиризации их раковин. При этом главный постулат в определении возраста - это время открытия Берингова пролива, которое определяется в интервале от 3,33 до 2,84 млн. л. Исходя из этого, для всех известных на арктическом побережье фаун, содержащих тихоокеанские виды, предполагается возраст моложе 3,4 млн. л., отсутствие же тихоокеанских видов предполагает более древний возраст фаун и соответствующих трансгрессий.

Морские кайнозойские отложения широко развиты на арктическом побережье Аляски. Серия плиоцен-плейстоценовых трансгрессий в этом районе отвечает формации Губик, включающей морские, аллювиальные и эоловые отложения, слагающие Арктическую прибрежную равнину. Отложения пре-Губик, вскрывающиеся в обрывах по р. Колвилл (формация Принс Крик), представлены глинистыми сланцами, песчаниками и богатыми ископаемыми остатками морскими алевролитами (слои Оушен Пойнт, названные по одноименному разрезу), залегающими на меловых отложениях [Marincovich et al., 1985]. Слоям Оушен Пойнт, как полагают [Marincovich el al., 1990], коррелятны так называемые “безымянные морские отложения” формации Сагаваниркток, установленной к востоку от Оушен Пойнт.

Несмотря на многолетнюю историю исследований этих наиболее известных на арктическом побережье Аляски разрезов мезо-кайнозойских отложений и обилие палеонтологического материала, возраст указанных морских отложений пре-Губик датируется весьма различно, что отмечалось выше (см. гл. 4.1). На основе изучения фауны фораминифер, моллюсков и остракод Л. Картер и Л. Маринкович [Carter et al., 1977] первоначально полагали, что слои Оушен Пойнт не древнее миоцена и, скорее всего, имеют плиоценовый возраст. Эти же осадки Л. Картер и Дж. Галловей [Carter and Galloway, 1985] коррелировали с анвильской трансгрессией. В результате последующих детальных исследований фауны Л. Картер и Л. Маринкович стали сопоставлять ее с раннетретичной (палеоценовой) фауной Лондонского бассейна, Дании и Северной Германии [Marincovich et al., 1985; 1990], отмечая своеобразие ее систематического состава, обусловленного длительным периодом изоляции Арктического бассейна. Полученную трековым методом из подстилающих туфовых слоев датировку 50,9±7,7 млн. л. (эоцен) Л. Маринкович с соавторами ставят под сомнение, так как в перекрывающих слоях были найдены кости утконосого динозавра. В то же время палиноморфы из слоев Оушен Пойнт предполагают возможность различной интерпретации их возраста, так как включают значительное количество переотложенных разновозрастных мезозойских и кайнозойских микрофоссилий, а остракоды представлены двумя группами видов: меловыми раннепалеоценовыми и неоген-четвертичными [Marincovich et al., 1985; 1990].

На крайнем востоке Арктической прибрежной равнины детально изучены ассоциации моллюсков, фораминифер и остракод морских слоев Нувок формации Сагаваниркток известные на р. Картер-Крик, о. Бартер и у м. Мэкнинг [Brouwers and Marincovich., 1988], но возрастная интерпретация отложений по микропалеонтологическим остаткам различна (фораминиферы - поздний олигоцен, спорово-пыльцевые данные - конец раннего-начало среднего миоцена). Радиометрические определения возраста слоев по стронцию из раковин Arctica показали позднеолигоценовый возраст отложений - 24, 26 млн. л.н. По мнению Маринковича с соавторами [Marincovich et al., 1990], полное отсутствие тихоокеанских видов моллюсков в составе фауны Нувок ясно указывает, что ее развитие происходило до плиоценового открытия Берингова пролива, но биогеографически она была связана с североатлантической фауной. В то же время, они выделяют два разновозрастных комплекса моллюсков: плиоценовый, характерный для верхней, большей части разреза слоев Нувок, и нижней, состав которой заставляет все-таки предполагать ее позднемиоценовый возраст, что отмечали ранее некоторые другие исследователи. Ассоциации остракод из нижней части слоев Нувок также указывают на возможный средне- или позднемиоценовый возраст отложений, а из верхней - на ранне- среднеплиоценовый. Реконструкции палеотемпературных условий по различным группам фаун показали изменения от умеренно холодноводного бассейна среднего? или позднего миоцена к холодноводному и, возможно, ледовитому - плиоцена, но более теплому, чем современное море Бофорта [Marincovich et al., 1990].

Формация Бофорт, широко распространенная на о-вах Канадского Арктического архипелага и прилегающих низменностях Канады, объединяет в основном неогеновые гравийно-песчаные терригенные образования. Исследования на о. Бэнкс [Hills et al., 1974] и на о. Аксель Хейберг [Hills and Bustin, 1976] показали, что возраст формации Бофорт в этих районах - миоцен?-раннеплиоценовый. Дальнейшие исследования расширили возрастные границы формации Бофорт [Bustin, 1982; Mattews, 1989], которая в соответствии с современными представлениями включает ранне- позднетретичные, иногда четвертичные доледниковые, преимущественно терригенные отложения, сформировавшиеся в период активных неотектонических поднятий территорий Канадского Арктического архипелага и прилегающих районов Арктической Канады. По данным Дж. Мэттьюса [Mattews, 1989] на о. Мейн (80° с.ш.) известно единственное местонахождение, где типичные континентальные песчано-гравийные отложения формации Бофорт переслаиваются с морскими глинами. Состав фораминифер из этих отложений предполагает раннеплиоценовый их возраст. Радиометрические определения возраста по стронцию (раковины Arctica) показали: 9±1,0 или 6,5 млн. л. (поздний миоцен). Большая часть из немногочисленных моллюсков, установленных в этих отложениях, обитают и в настоящее время в Арктическом океане. В то же время, присутствие атлантических бивальв Arctica на 80° с.ш., как полагают [Marincovich et al., 1990], указывают на относительную тепловодность бассейна и древность отложений (более 3,0 млн. л.), так как современные Arctica живут в Северной Атлантике при температурах вод не ниже 3-4° С и не встречаются севернее центральной Норвегии и северной Исландии. Палинологические материалы из данных морских отложений о. Мейн характеризуют лесотундровую растительность. Проведенные автором исследования диатомей из этих отложений, к сожалению, не дали положительных результатов, какие-либо остатки кремнистых микрофоссилий в них не были установлены.

Наиболее детально морские кайнозойские осадки изучены в дельте р. Маккензи, где бурением (около 200 скважин) вскрыта мощная (12 км) толща морских, прибрежно-морских и дельтовых осадков. Комплексные лито-, сейсмо- и биостратиграфические [Dixon et al., 1985] исследования позволили восстановить почти непрерывную кайнозойскую историю района от границы с мелом до голоцена включительно. Олигоцен-миоценовые ассоциации фораминифер отражают хорошо выраженную связь с Северной Атлантикой. В их экологической структуре выявлены направленные изменения, от наиболее тепловодных комплексов конца раннего-начала среднего миоцена (оптимум миоцена) к менее разнообразным в видовом отношении ассоциациям, характеризующим относительно низкотемпературные условия позднемиоценового бассейна [McNeil, 1989]. В верхней части позднемиоценовой зоны Cibicidoides sp. 800, названной по эндемичному арктическому виду, на фоне преобладающих морских условий осадконакопления отмечен краткий период низкого стояния уровня моря, который устанавливается в ряде разрезов скважин по отсутствию осадков, соответствующих верхней части зоны Cibicidoides sp. 800. Этот, по определению Д. МакНейла, “драматический период” в истории Арктического бассейна датируется им примерно в 5,3 млн. л.н. и коррелируется с так называемым “мессинским кризисом”, проявившимся в различных районах Мирового океана.

Таким образом, имеющиеся геологические и палеонтологические данные свидетельствуют, что нельзя исключить возможность развития миоценовых трансгрессий на арктическом побережье Аляски и Канады, но, вероятно, они проявлялись регионально, поскольку были обусловлены, в первую очередь, тектоническими причинами - погружением в среднем и позднем миоцене некоторых впадин. Это затрудняет их корреляцию с трансгрессивными этапами арктических районов Северо-Востока Азии, где разновозрастные миоценовые морские бассейны, установленные в пределах Валькарайской, Чаунской, Колымской, Эбеляхской низменностей также были тектонически обусловленными и развивались асинхронно.

В истории палеогеографического развития Берингийского региона одной из наиболее сложных проблем является восстановление времени существования Берингийского моста суши, сыгравшего, как известно, большую роль в формировании наземных фаун Северного полушария. С этапами так называемого “разрушения” Берингийского моста, то есть установлением водообмена между Арктическим океаном и Северной Пацификой, связаны миграции тихоокеанской и арктической фаун и флор. До недавнего времени считалось, что на протяжении большей части кайнозоя до раннего плиоцена включительно не было морской связи между Арктическим и Тихим океанами, которая восстановилась только в середине плиоцена (около 3,4 млн. л.н.). Эти представления были наиболее полно обоснованы Ю.Б. Гладенковым [1978, 1988], убедительно показавшим, что тихоокеанские мигранты в Северной Атлантике появляются лишь в плиоцене (около 3 млн. л.н., зона Serripes, низы Красного Крага и их аналоги), и получили широкое распространение в геологических и биостратиграфических построениях последующих лет.

Вместе с тем, имелись косвенные свидетельства более раннего, чем плиоцен-плейстоценовое, соединения Северного Ледовитого и Тихого океанов. Подтверждением этого служат, по мнению В.Н. Сакса [1948], находки черепа тихоокеанской морской коровы Neodesmostilus primigenius Khom на архипелаге Новосибирских островов, п-ове Таймыр и на Гыданском п-ове. Н.А. Волошиновой [Волошинова и др., 1970] на основе анализа моллюсков и фораминифер Сахалина и Камчатки было установлено прохождение арктической фауны в Тихий океан во второй половине среднего и первой половине позднего миоцена. По материалам из Норвежско-Гренландского бассейна [Dzinoridze et al., 1978] и Северной Атлантики [Baldauf, 1987] была выявлена возможность корреляции среднемиоценовых комплексов диатомей с зональной диатомовой шкалой Северной Пацифики, что также предполагает водообмен между этими бассейнами. Имелись и некоторые другие косвенные свидетельства развития в миоцене трансгрессий в пределах шельфов Восточно-Арктических морей.

Исследованные в отложениях приморских низменностей Северо-Восточной Азии комплексы морских диатомей, близкие по систематическому составу диатомовой флоре высоких и умеренных широт Тихого океана, позволяют впервые однозначно решить вопрос о миоценовом соединении Арктического и Тихоокеанского бассейнов, а корреляция комплексов с зональной диатомовой шкалой Северной Пацифики дает возможность с большой степенью достоверности определить продолжительность этих соединений и этапов трансгрессивного развития морских бассейнов. Полученные данные свидетельствуют, что начиная со среднего миоцена формирование арктической морской биоты происходило под влиянием тихоокеанской, и в отдельные периоды: в конце раннего-начале среднего миоцена и с конца среднего миоцена периодически устанавливалась связь между Арктическим и Тихим океанами, вероятнее всего, в районе Берингова пролива.

Анализируя возможные причины противоречивости выводов о развитии Берингийского региона в миоцене, полученных на основе изучения ископаемой малакофауны и диатомовой флоры, и отсутствия тихоокеанских представителей фауны в миоценовых отложениях Северной Атлантики, можно предположить, что стабильное тектоническое поднятие области Канадского арктического архипелага в миоцене являлось главной преградой для миграции тихоокеанских моллюсков в районы Северной Атлантики, которая могла бы осуществляться по северному шельфу области Канадских островов. Учитывая их высокоширотное положение и, скорее всего, низкие температуры вод, а также возможное появление сезонных морских льдов, можно предположить, что Канадский шельф представлял в миоцене своего рода “климатический барьер” для тепловодной тихоокеанской фауны.

Барьером для миграций фаун в западном направлении, по арктическому шельфу Евразии, мог служить хребет Ломоносова, который в мезозое или даже в течение раннего кайнозоя примыкал к континентальной окраине между Свальбардом и Северной Землей и свое современное положение занял в кайнозое в результате спрединга, развивавшегося между Гренландией и Норвегией [Zonenshain and Natapov, 1989]. Однако, возрастные оценки этого события в настоящее время весьма разнообразны и пока можно лишь предполагать, что какое-то время часть хребта находилась над поверхностью вод. В то же время установлено, что Гренландско-Шотландский хребет, ограничивавший сток из Гренландского моря в Северную Атлантику, опустился ниже уровня моря только в неогене [Theide and Eldholm, 1983].

Рассмотренные климатические и тектонические барьеры не оказывали влияния на расселение планктонных организмов, так как тихоокеанские виды диатомей установлены в разновозрастных миоценовых отложениях Норвежско-Гренландского бассейна и Северной Атлантики [Dzinoridze et al., 1978; Baldauf, 1984].

Развитие морских миоценовых трансгрессий происходило на фоне прогрессирующего охлаждения Северной Полярной области и сопровождалось изменениями палеогидрологических условий в Арктическом океане. В Восточно-Арктических морях установлено снижение температур вод - от тепловодного морского бассейна конца среднего - начала позднего миоцена к более холодноводному середины и конца позднего миоцена с преобладающей неогеновой аркто-бореальной флорой диатомей. В Норвежском море температурный режим был близок к субтропическому в раннем миоцене - до 18,7 млн. л.н. [Ciesielski et al., 1989], с относительно холодной фазой в конце раннего миоцена - 18,7-16,6 млн. л.н. За этой фазой последовал период относительного повышения поверхностных температур вод, которые начали понижаться в первой половине среднего миоцена - около 14 млн. л.н. Это охлаждение быстро прогрессировало и наиболее тепловодные силикофлягелляты элиминировали из состава фито­планктона Норвежского моря в середине позднего миоцена - 7,4 млн. л.н. Только в самом конце позднего миоцена - 5,5-5,4 млн. л.н., тепловодные виды вновь появляются на короткий период.

Выделенные в отложениях рыпильхинской свиты и верхневельмайской подсвиты Северной Чукотки криофильные виды диатомовых водорослей дают основание предполагать, что в позднем миоцене в Арктическом бассейне появились сезонные морские льды. Подтверждением этого может служить также наличие гальки и гравия в преимущественно тонкодисперсных осадках рыпильхинской свиты, то есть в конце среднего-позднем миоцене [Данилов и Полякова, 1989а].

В отношении начала постоянной ледовитости Арктического бассейна существуют различные точки зрения, однако базируются они в основном на материалах, полученных в субарктических районах. В донных осадках Норвежско- Гренландского бассейна (ODP Leg 104), Лабрадорского моря и Баффинова залива (ODP Leg 105) начиная с позднего миоцена (по крайней мере с 10 млн. л.н.) присутствует материал ледового разноса, свидетельствующий о начале оледенения в высоких широтах североатлантического региона. В северо-восточных районах Пацифики наиболее древние свидетельства начала оледенения установлены в отложениях формации Якатага (восточное побережье Аляскинского залива и о. Миддлетон). Палеонтологические и литологические материалы исследований отложений формации Якатага и донных осадков северо-восточной Пацифики (DSDP Sites 178, 183, 192) [Lagoe, 1992] показывают, что ранний и начало среднего миоцена были периодом теплых климатических условий в районе Аляскинского залива и северо-западной Пацифики, а значительное похолодание фиксируется во второй половине среднего миоцена и начале позднего миоцена. В это время отмечено первое значительное оледенение северо-восточного побережья Аляски и образование тиллитов формации Якатага.

Найденные в основании формации Якатага остатки левозакрученных Turborotalia pachyderma позволяют заключить, что формирование мощных толщ ледниково-морских осадков началось, возможно, уже около 13 млн. л.н. [Гладенков, 1978]. Первые следы развития ледовых процессов в прибрежных водах Аляскинского залива и северных районах Пацифики (Sites 183, 192) отмечены в конце миоцена.

Исходя из этого, естественно предположить, что, если в пределах субарктической зоны океаны были ледовиты уже в начале позднего миоцена, то и в центральных районах Арктического океана в это время также развивался ледовый покров и, возможно, здесь он начал формироваться даже несколько ранее. Существующие климатические модели допускают, что льды в Арктике могли появиться уже около 40 млн. л.н. [Crowley et al., 1986]. Однако, кроме глендонитов и материала ледового разноса в морских эоценовых отложениях Свальбарда, других свидетельств раннекайнозойского оледенения в Арктике нет. В центральной части Арктического океана фактически пост-эоценовый интервал до позднего миоцена включительно пока еще остается недокументированным, поэтому палеоокеанологические реконструкции для этого времени представляются весьма гипотетическими.

Арктический океан в позднем кайнозое, как и в настоящее время, являлся одним из важнейших климатообразующих факторов планеты. Изменения палеогеографических обстановок в Арктике оказывало влияние на палеоклиматические и палеоокеанологические условия, в первую очередь, в высоких и умеренных широтах Северного полушария. Охлаждение Северной Полярной области в среднем-позднем миоцене сопровождалось увеличением температурных градиентов между высокими и низкими широтами в Тихом океане, а начало стока глубинных арктических вод в Северную Атлантику привело к глобальным изменениям циркуляции водных масс и перераспределению поясов кремненакопления в Мировом океане. Усилившаяся вертикальная циркуляция вод в системе субарктического круговорота в Северной Пацифике обусловила начало накопления кремнистых осадков биогенного происхождения в зонах прибрежных апвеллингов и в глубоководных районах [Barron and Baldauf, 1989]. В наиболее северных и северо-западных районах Пацифики в середине среднего миоцена впервые появляются неогеновые холодноводные аркто-бореальные ассоциации диатомей (виды p. Denticulopsis и др.) [Орешкина, 1993], а бореальная фитогеографическая область занимает всю акваторию умеренных широт Северного полушария. Южная граница области опускалась до 30° с.ш., что на 7° южнее ее современного положения [Бараш и др., 1989].

Направленное похолодание климата в позднем миоцене носило ступенчатый характер и сопровождалось в Северной Пацифике периодами относительного потепления, как например, в интервале времени от 11,5 до 10,4 млн. л.н. [Barron and Baldauf, 1989], “второй климатический оптимум неогена” [Гладенков, 1988], когда в Чукотское море проникли некоторые субтропические виды диатомей.

4.2.2. Плиоцен

Начало плиоцена характеризовалось общим поднятием северных континентальных окраин Евразии, осушением Арктического шельфа, развитием денудационных процессов и активным врезанием палеорек [Афанасьев и др., 1989]. Масштабы регрессии имели региональные особенности в различных в структурно-тектоническом отношении областях [Данилов, 1985]. На крайнем севере Западно-Сибирской равнины близ побережья Карского моря отмечено наиболее низкое положение днищ древних погребенных долин, которые располагаются на абсолютных отметках до -350, -400 м; на побережье Печорского моря глубина вреза составляет 100-150 м, в пределах Яно-Колымской низменности - 150-200 м, на побережье Чукотского моря - 80-100 м.

На Северо-Востоке Азии рубеж миоцена и плиоцена на фоне общего поднятия территорий почти повсеместно ознаменовался активизацией дифференцированных неотектонических движений, обусловивших преимущественно грубообломочный аллювиальный характер нижнеплиоценовых отложений Яно-Колымской низменности и приморских впадин Северной Чукотки, и резким снижением уровня моря. В Ванкаремской впадине прослеживается перерыв в осадконакоплении между отложениями верхневельмайской подсвиты и преимущественно гравийно-галечными аллювиальными отложениями нижнерыгытгынской подсвиты, на Валькарайской низменности аллювиальные и прибрежно-морские отложения рывеемской свиты приурочены к неглубоко врезанным речным долинам. В бассейне Бофорт-Маккензи этому времени соответствует непродолжительный интервал перерыва в осадконакоплении (верхняя часть зоны Cibicidoides sp. 800) [McNeil, 1989].

В раннем плиоцене Валькарайская, Ванкаремская, Колючинская и Чаунская впадины Северной Чукотки эпизодически были заняты морскими бассейнами, где в условиях сильно расчлененного рельефа происходило накопление прибрежно-морских грубообломочных осадков. Комплексы диатомей, установленные в отложениях рывеемской свиты, соответствуют временному интервалу 5,1-3,1 млн. л.н., однако не исключают возможности более узкой возрастной интерпретации данной трансгрессии, а также разновременности ее проявления на отдельных участках северного побережья Чукотки.

Состав раннеплиоценовой флоры диатомей в морских отложениях Северо-Востока Азии характеризуется преобладанием холодноводных аркто-бореальных неогеновых вымерших видов, а также появлением разнообразных представителей современной эндемичной аркто-бореальной флоры, в том числе ледово-неритических и криофильных видов, которые в северных областях Тихого океана широкое распространение получают лишь в позднем плиоцене [Орешкина, 1989].

Вероятно, самым значительным палеогеографическим событием плиоцена в восточном секторе Арктики было установление широкого водообмена с Северной Пацификой. Оно реализовалось во внезапном и резком появлении тихоокеанских видов моллюсков в Северной Атлантике [Гладенков, 1978, 1988]. Время открытия Берингова пролива оценивается примерно в 3,2-3,4 млн. л.н. Как полагает Ю.Б. Гладенков, наиболее вероятные пути миграции фауны проходили вдоль побережий Северной Америки и Канадского арктического архипелага, что предполагает отсутствие климатических барьеров для ее распространения. Арктический океан в плиоцене, по мнению Ю.Б. Гладенкова, был, вероятно, менее ледовитым и теплым, чем в последующий эоплейстоценовый период. Это подтверждается многочисленными материалами по плиоценовой малакофауне арктического побережья Аляски.

На северо-западном побережье Аляски отложения плиоценовых трансгрессий (колвиллской, бигбендской и фишкрикской), слагающих большую часть формации Губик, широко распространены в пределах Арктической прибрежной равнины на абсолютных высотах до +60 м. Геохронология их основана на геохимии аминокислот, палеомагнитных исследованиях и палеонтологических данных. Отложения наиболее древней из плиоценовых трансгрессий - колвиллской - включают разнообразную фауну моллюсков с вымершим видом Neptimea lyrata leffingwellii, которая до настоящего времени еще не изучена в деталях [Dinter et al., 1990]. В ее состав входят виды тихоокеанского происхождения, и, таким образом, предполагается, что трансгрессия имела место после открытия Берингова пролива, то есть, позднее 3,2 млн. л.н. [Brigham-Grette and Carter, 1992; Dinter et al., 1990]. Верхний возрастной предел развития колвиллской трансгрессии (2,48 млн. л.н.) определяется на основании инверсии геомагнитного поля Гаусс-Матуяма, установленного в нижней части вышележащих отложений бигбендской трансгрессии. С учетом данных эпимиризации аминокислот по раковинам Hiatella arctica и допущения отсутствия многолетнемерзлых пород в этот период на арктическом побережье Аляски, возраст колвиллской трансгрессии определяется в интервале времени 2,7-2,48 млн. л.н. Предполагается на основе палинологических и малакофаунистических исследований, что температурные условия этого времени были более теплыми, чем современные [Brigham-Grette and Carter, 1992].

Отложения бигбендской трансгрессии включают ископаемую малакофауну с вымершим видом Astarte leffingwellii. Остатки челюстей морских выдр Eudidra lutris, так же, как гастропод Littorina squalidia и бивальв Clinocardium californiense из этих отложений предполагают относительно мягкие климатические условия, близкие современным на северо-западном побережье Аляскинского залива (район Анкориджа), отсутствие сезонных морских льдов и прерывистое распространение вечной мерзлоты [Brigham-Grette, 1985; Dinter et al., 1990]. Верхний предел развития бигбендской трансгрессии, устанавливаемый на основании анализа изотопов стронция, определяется в 1,9 млн. л.н. [Brigham-Grette and Carter, 1992]. Однако, учитывая данные о начале оледенения Северного полушария, авторы полагают более вероятным, что бигбендская трансгрессия предшествовала этим событиям и имела место около 2,48 млн. л.н.

В период развития фишкрикской трансгрессии температуры вод также были выше, чем в настоящее время в прилегающих районах моря Бофорта, на что указывает присутствие в отложениях этой трансгрессии некоторых видов бивальвий (Clinocardium californiense) и гастропод (Aforia circinata, Littorina squalidia, Natica janthostoma), северная граница современного распространения которых не выходит за пределы Берингова моря. Предполагается, что припайные льды в море Бофорта отсутствовали или имели весьма ограниченное распространение. В то же время, по палинологическим данным наблюдаются изменения ландшафтно-климатических условий - на прилегающих низменностях господствующее положение занимают тундровые ассоциации, а в горных районах (хр. Брукса и др.) развиваются ледники. Возраст фишкрикской трансгрессии дискуссионен. С учетом данных аминокислотного анализа Дж. Брайем [Brigham, 1985] предполагала, что данная трансгрессия имела место в интервале 1,4-1,0 млн. л.н. Позднее, на основе установленных изменений природной обстановки в северных районах Аляски в период развития фишкрикской трансгрессии Дж. Брайем, так же, как и некоторые другие исследователи, стала определять ее возрастные интервалы в 2,48-2,14 млн. л.н. [Brigham-Grette and Carter, 1992].

В западном секторе Арктики - Норвежско-Гренландском бассейне, наблюдается значительное охлаждение вод на протяжении фактически всего раннего плиоцена [Thiede et al., 1989]. Увеличение количества поступавшего в осадки восточной части Норвежского моря терригенного материала ледового разноса отмечено в интервалах времени: 5,2-5,0 млн. л.н., 4,7-4,3 млн. л.н., 4,0-3,7 млн. л.н. и 3,3-3,1 млн. л.н., а начиная с 2,6 млн. л.н. устанавливаются стабильные гляциальные условия в этом районе. С этого времени большинство из кремнистых групп микрофоссилий исчезают из осадков или встречаются спорадически. Комплексные микропалеонтологические и изотопно-кислородные исследования показали, что в интервале времени 2,6-1,2 млн. л.н. гляциальные условия не прерывались интергляциалами.

Длительный позднеплиоценовый период стабильных гляциальных условий в Норвежском море сменяется в интервале времени 1,2-0,6 млн. л.н. периодом, в течение которого отмечено несколько интергляциалов, первый из которых устанавливается около 1,0 млн. л.н. [Theide et al., 1989].

Плиоцен Арктики характеризовался развитием различных форм оледенений - наземного, подземного, морского, о чем имеются данные как из собственно арктических регионов, так и Субарктики. Мерзлотные процессы на арктическом побережье Евразии начали развиваться уже в раннем плиоцене, свидетельством этого являются грунтовые псевдоморфозы по вытаявшим ледяным жилам [Данилов и Полякова, 1989а]. Наиболее дискуссионны вопросы развития ледового покрова Арктического бассейна, несмотря на то, что плиоцен-плейстоценовый интервал документирован многочисленными колонками донных осадков из центральных районов Арктического океана. Причина - в слабой биостратиграфической обоснованности выделяемых событий и противоречивой трактовке имеющихся палеомагнитных и изотопно-кислородных данных. В настоящее время возраст наиболее древних, достоверно известных гляциально-морских глубоководных осадков из центральных районов Арктики установлен примерно в 2 млн. л. [Thiede et al., 1990].

Сейчас, на наш взгляд, еще трудно оценить характер палеотемпературных флуктуаций в плиоцене в собственно Арктическом бассейне из-за дискуссионности вопросов стратиграфического расчленения глубоководных осадков. Можно лишь предположить, что они имели место, так как многочисленные палеонтологические и изотопно-кислородные данные из субарктических районов свидетельствуют о значительном масштабе палеотемпературных изменений в плиоцене. В северных областях Тихого и Атлантического океанов конец позднего миоцена - начало плиоцена (6-4,8 млн. л.н.) характеризовались в основном понижением температур [Barron and Baldauf, 1989], которое в середине раннего плиоцена сменилось значительным потеплением климата (“третий климатический оптимум неогена”) [Гладенков, 1988]: в северных областях Пацифики аркто-бореальная фитогеографическая область не установлена, а северная граница субтропической смещалась в это время до 45-48° с.ш. [Бараш и др., 1989]. Аналогичная картина выявлена в северных областях Атлантического океана, где отмечено значительное смещение к северу субтропической и тропической биогеографических областей [Бараш и др., 1989].

4.2.3. Плейстоцен.

В конце плиоцена-эоплейстоцене на арктическом побережье Евразии почти повсеместно начинается морская трансгрессия, масштаб и время проявления которой имели региональные особенности. На Северной Чукотке отложения этой трансгрессии наиболее полно представлены и палеонтологически охарактеризованы в пределах Валькарайской низменности, где они выделены в энмакайскую свиту (рис. 32). Море в период развития энмакайской трансгрессии достигало подножия гор и заходило в приустьевые части межгорных долин, температурный режим был близок современному в северо-западных районах Берингова моря, что могло быть обусловлено открытием Берингова пролива и более интенсивной, чем в настоящее время, адвекцией беринговоморских вод. Обилие криофильных диатомей свидетельствует о возросшей, по сравнению с ранним плиоценом, ледовитости морского бассейна. Время развития энмакайской трансгрессии на северном побережье Чукотки определяется в целом как эоплейстоценовое. Однако выделенные диатомовые комплексы не исключают возможности предположить значительную ее временную продолжительность: с конца плиоцена до среднего плейстоцена включительно.

В пределах Ванкаремской впадины в эоплейстоценовых отложениях верхнерыгытгынской подсвиты, с размывом залегающих на аллювиальных и прибрежно-морских отложениях нижне- и среднерыгытгынской подсвит, преобладают пресноводные диатомеи. Редкая встречаемость морских видов в плейстоценовых отложениях Ванкаремской низменности дает основание предполагать, что береговая линия в этом районе на протяжении большей части плейстоцена располагалась вблизи ее современных границ или несколько севернее, и только в отдельные периоды море проникало в прибрежные районы низменности, как например, в начале позднего плейстоцена.

На крайнем северо-востоке Чукотки и в районе Колючинской губы времени развития энмакайской трансгрессии, вероятно, соответствует (по палинологическим данным) так называемая “колючинская трансгрессия”, выделенная А.П. Пуминовым [Пуминов и др., 1972] для отложений и террасовидных поверхностей на абсолютных высотах 120-200 м, 80-120 м, 40-80 м и 10-40 м, что свидетельствует о большой амплитуде неотектонических движений в данном районе и, вероятно, значительной временной протяженности трансгрессии.

На западе Чукотки, в районе Чаунской губы, длительный период почти непрерывного на протяжении позднего кайнозоя морского и лагунного осадконакопления сменяется в конце плиоцена относительно непродолжительным этапом континентального накопления отложений [Гудина и др., 1984].

На севере Якутии плиоцен-плейстоценовая трансгрессия имела весьма ограниченное распространение. Морские и лагунные верхнеплиоценовые-нижнеплейстоценовые отложения установлены в отдельных районах лишь в узкой прибрежной полосе. Генезис их определяется по находкам единичных раковин фораминифер и значительному хлоридно-натриевому засолению.

На островах Новосибирского архипелага плиоцен-плейстоценовые преимущественно морские отложения, включающие разнообразные микрофоссилии (верхнеканарчакская подсвита) слагают поверхность приморских равнин. Инверсия геомагнитного поля (Матуяма-Брюнес), установленная в разрезах верхнеканарчакской подсвиты, подтверждает в основном эоплейстоценовый-раннеплейстоценовый их возраст.

В отношении возраста единой толщи преимущественно морских, ледово- и ледниково-морских отложений (ямальская серия, усть-портовская), слагающих север Западной Сибири и Печорскую низменность, имеются различные точки зрения. В соответствии с существовавшими представлениями на начало оледенения в Северном полушарии вся толща несортированных отложений с грубообломочными включениями пород относилась к плейстоцену. В.Н. Сакс [1948], полагая, что валунно-галечные и песчано-галечные отложения на дне древней погребенной долины Енисея и в низовьях реки являются перемытой мореной максимального для данной территории покровного (самаровского) среднеплейстоценового оледенения, всю вышележащую толщу морских, ледниковых и ледниково-морских, а также аллювиальных отложений относил к позднему плейстоцену. В дальнейшем, в значительной степени на основе палеонтологических данных, было установлено, что эти отложения являются прибрежно-морскими фациями трансгрессирующего моря, а наличие грубообломочных включений пород связывалось с айсберговым разносом. Возраст отложений, а также коррелятивных им в низовьях Печоры, принимался как нижнеплейстоценовый [Попов, 1965; Данилов, 1978].

Строение верхнекайнозойских отложений Печорской и Западно-Сибирской низменностей имеет большое сходство [Попов, 1965; Данилов, 1978], неоднократно предпринимались попытки их корреляции, в том числе и на палеофаунистической основе [Гудина, 1976; Зархидзе, 1983; Слободин, 1983]. Однако недостаточная изученность в 70-х годах собственно арктической фауны привела некоторых авторов к переоценке стратиграфической значимости выделяемых фаунистических комплексов, а увлечение описанием новых видов затрудняло их корреляцию с палеокомплексами европейских и североамериканских стратиграфических схем. Объективные трудности данного этапа биостратиграфических исследований заключались также в недостаточной разработанности зональных стратиграфических шкал, которые появились лишь в последние десятилетия благодаря материалам глубоководного бурения в Северной Атлантике и северных областях Тихого океана. Однако в настоящее время, несмотря на успехи зональной стратиграфии, использование общепринятых стратиграфических схем, основанных на планктонных группах микроорганизмов, в арктических районах Евразии затруднено, поскольку здесь микрофаунистические комплексы представлены, как правило, почти исключительно бентосными видами.

Вместе с тем, разработанные для бассейна Бофорт-Маккензи [McNeil, 1989] и Баффинова залива [Feyling-Hansen, 1985] стратиграфические схемы по бентосным фораминиферам могут служить основой для расчленения морских верхнекайнозойских отложений Арктики. Существенным ограничением для их использования в Западно-Арктических морях является диахронность выделяемых границ некоторых зональных подразделений, а также их значительный объем; в частности, плейстоцену в объеме 1,6 млн. лет соответствует одна зона Cassidulina reniforme, нижняя граница которой устанавливается на уровне эволюционного исчезновения вида Cribroelphidium (Protelphidium) ustulatum.

Ритмостратиграфический подход к расчленению и корреляции новейших отложений базируется на выделении этапов крупных колебательных неотектонических движений [Николаев, 1962; Афанасьев и др., 1988]. На фоне этих крупных этапов, имевших планетарный характер, выделяются более мелкие ритмы, соответствующие трансгрессивным, ингрессивным или регрессивным фазам развития морских бассейнов. Установленные закономерности проявления колебательных неотектонических движений создают надежный каркас для корреляции морских отложений и сложенных ими уровней рельефа на севере Сибири и Русской равнины. Вместе с тем, практическая корреляция событий неотектонического этапа встречается с одной существенной трудностью: недостаточным обоснованием возрастных интервалов каждой из фаз, вызванных нередко неоднозначной трактовкой биостратиграфических, геохронологических и других данных, а также с недоучетом локальных и региональных проявлений неотектонических движений.

Наиболее древние комплексы диатомей, установленные в Усть-Енисейском районе в разрезах у зимовья Пустого, на р. Агапе и неогеновые диатомеи (во вторичном залегании) в разрезе на р. Соленой дают основание полагать, что морское осадконакопление на крайнем Севере Сибири началось в конце позднего миоцена. Следующему этапу развития морских трансгрессий соответствуют комплексы диатомей с Simonseniella barboi, S. curvirostris, установленные в так называемых кочоских отложениях на Таймыре (р. Шренк и р. Серебрянка), а также на р. Соленой, которые характеризуются сходным систематическим составом. Экологическая структура тафоценозов свидетельствует о формировании вмещающих отложений в едином морском бассейне с близкими палеогидрологическими условиями и постоянном поступлении в Карское море североатлантических вод с различной степенью интенсивности. При этом значительно большее видовое разнообразие североатлантических видов в комплексах диатомей на п-ове Таймыр, по сравнению с их содержанием в разрезе на р. Соленой свидетельствует об отличной от современной циркуляции вод в западной части Карского моря. Вероятно, наиболее мощные струи вод североатлантического течения в этот период в Баренцевом море были направлены к северо-востоку и, огибая Новую Землю, достигали п-ова Таймыр [Степанова, 1990]; к югу (Усть-Енисейский район) интенсивность североатлантического течения снижалась. В биогеографическом составе планктонной группы доминируют холодноводные аркто- бореальные виды диатомей с участием криофилов. Соотношение экологических групп предполагает температурный режим, близкий современному в южной части Баренцева моря, и значительную ледовитость морского бассейна. Время формирования отложений, включающих данные комплексы диатомей, может быть ограничено эоплейстоценом-ранним плейстоценом, что не исключает более узкого временного интервала их накопления.

На севере Русской равнины морское осадконакопление началось позднее, во всяком случае, комплексы диатомей с неогеновыми вымершими видами (даже во вторичном залегании), аналогичными тем, что выявлены в Усть-Енисейском районе Западной Сибири, не установлены. Наиболее древние комплексы диатомей на севере Русской равнины приурочены к отложениям колвинской свиты и вскрыты в переуглубленных долинах рек Печорской низменности и юго-во­сточной части Баренцевоморского шельфа. Систематический состав их близок комплексам диатомей из отложений разрезов п-ова Таймыр. Общим для состава этих тафоценозов является участие видов родов Simonseniella и Actinocyclus. Основу комплексов составляют холодноводные аркто-бореальные и биполярные виды, обитающие в современном планктоне арктических морей. Высокая численность криофилов и ледово-неритических диатомей свидетельствует о значительной ледовитости морского бассейна. Тепловодные виды, поступаю­щие в настоящее время в Баренцево море с водами североатлантического течения, немногочисленны, но присутствуют постоянно. Невысокая численность их является, возможно, следствием мелководности осадков, включающих известные колвинские комплексы диатомей, в отличие от “кочоских”, представленных более глубоководными ассоциациями диатомовых водорослей, а также отличной от современной, циркуляцией водных масс в западном секторе Арктики.

Анализ стратиграфического распространения видов диатомей в отложениях колвинской свиты свидетельствует, что наиболее вероятный нижний предел формирования отложений – эоплейстоцен - конец позднего плиоцена. Этому не противоречат находки в отложениях Печорской низменности стратиграфически значимых видов фораминифер Cibicides grossus и Protelphidium ustulatum.

Комплексы диатомей, близкие по систематическому составу и экологической структуре колвинским, установлены в южной части Большеземельской тундры (междуречье Лаи и Юрьяхи) и в верховьях р. Печоры в отложениях роговской (воркутинской) свиты, слагающей водораздельные пространства, что является отражением однотипных условий их формирования. Как и колвинские, они содержат небольшое число вымерших видов диатомей (Thalassiosira nidulus = Т. jouseae), а также обильные и морфологически разнообразные виды p. Actinocyclus, что не свойственно современной флоре Баренцева моря. В биогеографическом составе планктонной группы морских диатомей преобладают холодноводные аркто-бореальные виды, поступление североатлантических вод в Печорский бассейн в этот период было, вероятно, весьма ограниченным. Верхний возрастной предел формирования данных отложений ограничен временем эволюционного развития вида Thalassiosira nidulus (= Т. jouseae) и составляет 0,28 млн. л.н.

Заключительному этапу формирования отложений водораздельных пространств Большеземельской тундры соответствуют комплексы морских диатомей, установленные на восточном склоне Среднего Тимана (р. Косьма). Они содержат большое число пресноводных и сублиторальных морских видов, свидетельствующих о накоплении отложений в мелководной прибрежной зоне моря. Какие-либо вымершие элементы диатомовой флоры в этих отложениях не установлены, в составе планктонной группы присутствуют исключительно холодноводные виды, обычные в современном планктоне арктических морей. Аналогичные палеогидрологические условия в Тимано-Уральской области реконструируются В.Я. Слободиным [1983] по комплексам бентосных фораминифер для колвинских, падимейских и роговских отложений.

К западу от Тиманского кряжа все известные комплексы морских диатомей представлены почти исключительно ныне живущими видами. Обедненные комплексы диатомей с Simonseniella barboi пока установлены лишь в отложениях, вскрытых в переуглубленных долинах нижнего течения Северной Двины и залегающих в основании верхнекайнозойской серии осадков (сафоновская свита). Возраст сафоновской свиты определяется как плиоценовый [Филиппов и Чочиа, 1991]. Состав выделенных комплексов диатомей дает основание для сопоставления их с колвинскими и предполагает позднеплиоценовый или эоплейстоценовый возраст.

В бассейне Северной Двины отложения, охарактеризованные ископаемой морской флорой диатомей, соответствующие так называемому “позднемосковскому морю” и бореальной трансгрессии, являются рельефообразующими и занимают близкий гипсометрический уровень, который понижается сверху вниз по течению Северной Двины: на р. Виледь, левом притоке Вычегды, в ее верхнем течении морские отложения залегают на абсолютных высотах +110 м, на р. Ледь, левом притоке р. Ваги, - +40, +45 м, в бассейне Ваги у ручья Колешки - +60, +65 м и вскрыты скважинами у дер. Смотраково на абсолютных высотах +30, +45 м, у дер. Коноваловской - +20 м, у дер. Липовик - +10, +13 м. Указанные разрезы имеют сходное строение: как правило, в основании вскрывается толща красноватых, бурых или красновато-бурых глин и суглинков, обогащенных гравийно-галечным материалом, выше залегают темно-серые или голубовато-серые глины с ленточновидной слоистостью, которые в верхней части разреза переходят в слоистые серые суглинки или плотные неслоистые суглинки, обогащенные грубообломочным материалом, в некоторых обнажениях верхняя часть разреза завершается маломощной толщей песков.

Комплексы морских диатомей приурочены в основном к ленточнослоистым глинистым отложениям средней части разреза, где встречается также морская малакофауна и микрофауна фораминифер, однако в некоторых разрезах (у дер. Коноваловской и у дер. Смотраково) близкие по систематическому составу и экологической структуре комплексы морских диатомей установлены также и в подстилающих красно-бурых валунных суглинках.

Все выделенные комплексы диатомей характеризуют условия осадконакопления в морском бассейне с глубинами не более 100-150 м, при этом содержание сублиторальных диатомей, а также численность и разнообразие пресноводных видов, поступавших в море с речным стоком, последовательно возрастает от единичных створок до 90% и более (р. Ледь) снизу вверх по течению Северной Двины в соответствии с уменьшением глубин морского бассейна. Максимальное содержание планктонных диатомей, характеризующее наибольшие глубины моря, установлено в толще красно-бурых валунных суглинков (дер. Коноваловская).

Несмотря на указанные отличия в составе морских диатомовых комплексов бассейна Северной Двины - количественного соотношения планктонной и сублиторальной групп диатомей, содержания пресноводных видов, обусловленных изменениями по латерали глубин морского бассейна, - экологическая структура всех выделенных комплексов чрезвычайно близка, что несомненно свидетельствует об их формировании в морском бассейне с близкими палеогидрологическими условиями. В группе планктонных диатомей доминируют холодноводные аркто-бореальные и биполярные виды, обычные в современных арктических морях, при этом содержание криофилов достигает 30% и более. Вместе с тем, постоянным компонентом комплексов диатомей являются разнообразные тепловодные североатлантические виды, распространение которых в Баренцевом море ограничено водами североатлантического течения. Тепловодные бентосные виды, нередко считающиеся показательными для диатомовых комплексов “бореальной” трансгрессии, приурочены лишь к относительно мелководным фациям, где общая численность сублиторальных диатомей превышает количественное содержание планктонных видов. Присутствие их, вероятно, отражает условия прогреваемых мелководных морских заливов, как в настоящее время в Белом море.

Оценивая в целом экологическую структуру морских диатомовых комплексов Северной Двины, можно констатировать, что температурный режим морского бассейна был близок современному южной части Баренцева моря, присутствие тепловодных планктонных видов диатомей как в красно-бурых валунных суглинках, так и в ленточно-слоистых серых глинах, являлось следствием развития морской трансгрессии, возможно, обусловившей более интенсивное поступление североатлантических вод. Однако, необходимо отметить, что условия для захоронения створок диатомей в морских осадках данной трансгрессии были, вероятно, более благоприятные, чем в настоящее время в Баренцевом море, где численность диатомей в поверхностных осадках крайне низкая. Можно предположить, что в обширном морском заливе, образовавшемся в бассейне Северной Двины, с обильным речным стоком поступало большое количество биогенных элементов и растворенного кремнезема, как в настоящее время в Белое море, благоприятно сказываясь на продуктивности диатомовых фитоценозов и сохранности створок диатомей.

Изменения в составе диатомовых комплексов, так же, как и литологическое строение разрезов, характеризует регрессирующий морской бассейн нормальной солености. При этом на фоне регрессии В.М. Смирнова и Э.И. Лосева (см. гл. 3) установили колебания уровня моря (три фазы увеличения глубин и солености моря и три фазы обмеления), выразившиеся в изменении соотношений численности планктонных и сублиторальных диатомей.

Оценивая время завершающего этапа морского осадконакопления в бассейне Северной Двины, необходимо сказать, что систематический состав диатомовых комплексов соответствует зоне Neodenticula seminae - вторая половина среднего - поздний плейстоцен и позволяет ограничить лишь нижний предел формирования вмещающих отложений интервалом времени примерно 0,3 млн. лет. Вместе с тем, можно констатировать, что морское осадконакопление в северо-западных районах Русской равнины закончилось несколько позднее, чем в ее северо-восточных районах (Печорская низменность).

Развитие позднекайнозойских трансгрессий на севере Русской равнины сопровождалось неоднократными изменениями уровня моря, что устанавливается по изменению экологической структуры морских диатомовых ассоциаций и появлению горизонтов осадков с исключительно пресноводными комплексами диатомей в разрезах верхнекайнозойских отложений.

В предкаргинское время регрессия достигала отметок 30-50 м ниже современного уровня моря [Данилов, 1978]. В период развития каргинской трансгрессии в Баренцевом море осадконакопление происходило в условиях весьма холодноводного и ледовитого морского бассейна. Отложения каргинских ингрессионных морских бассейнов соответствуют современным террасовидным уровням: 20-30 м на севере Печорской низменности, 15-20 м на п-ове Ямал и 25-30 м в низовьях Енисея [Данилов, 1978]. Комплексы диатомей из каргинских отложений Западной Сибири имеют эстуарно-дельтовый характер с преобладанием пресноводных озерно-аллювиальных видов диатомей. На северном побережье Чукотки датированные морские отложения, соответствующие времени развития каргинской трансгрессии, слагают низкий террасовый уровень (+5, +7 м) и включают комплексы диатомей, характеризующие условия, близкие современным в Чукотском море, т.е. холодноводного ледовитого морского бассейна с ограниченным поступлением беринговоморских вод.

Конец позднего плейстоцена ознаменовался значительной регрессией Арктического океана (до отметок не менее -50 м) [Павлидис, 1992]. Шельф мелководных Восточно-Арктических морей был практически повсеместно осушен и береговая линия отступила на сотни километров к северу от ее современных границ. На месте Чукотки, Аляски и прилегающего шельфа Чукотского и Берингова морей образовался обширный массив суши - Берингия, шириной до 2000 км [Свиточ и Талденкова, 1990; Svitoch et al., 1991], явившийся континентальным мостом, по которому происходил обмен наземной фауны и флоры между Северной Америкой и Северо-Восточной Азией. К северу от Берингова пролива накапливались аллювиальные отложения и формировалась аккумулятивная равнина, юго-восточную часть шельфа пересекала долина р. Хоуп, которая была направлена к Чукотскому желобу. Граница Чукотского моря около 18 тыс. л.н., вероятно, располагалась в районе о. Врангеля, захватывая нижнюю, прибровочную часть шельфа.

Начавшаяся в конце позднего плейстоцена трансгрессия моря привела к быстрому “разрушению” Берингии: около 15-16 тыс. л.н. в Центральной Чукотской котловине шло накопление прибрежно-морских осадков, уровень моря в это время повышался со скоростью около 10 мм/год, береговая линия отступала на 0,22 км/год, а в период 15,7-14,5 тыс. л.н. - со скоростью 0,6 км/год [Свиточ и Талденкова, 1990]. В это время в Чукотское море стекали холодные и распресненные воды Восточно-Сибирского моря через пролив Лонга. Около 12-11 тыс. л.н. начал функционировать Берингов пролив, а после открытия пролива Шпанберг (11,5 тыс. л.н.) установился нормальный водообмен между Чукотским и Беринговым морями.

Обширные пространства шельфа Восточно-Сибирского моря и моря Лаптевых в максимум регрессии представляли собой арктическую лессово-ледовую равнину, которую пересекали палеорусла пра-Индигирки, пра-Колымы, пра-Лены и др. Береговая линия располагалась севернее Новосибирских островов.

Согласно наиболее распространенным в настоящее время представлениям о развитии Западно-Арктических морей, в конце позднего плейстоцена баренцевоморский шельф подвергался частичному оледенению, распространение которого происходило из нескольких ледниковых центров на суше. Акватория Баренцева моря была покрыта многолетними паковыми льдами и подледное осадконакопление характеризовалось локальным и эпизодическим распреснением морских вод [Матишов и Павлова, 1990]. Полученные данные для южной части Баренцева моря [Павлидис и др., 1992] свидетельствуют, что в предголоценовое время в условиях значительного снижения уровня моря в данном районе продолжалось накопление морских осадков. Эколого-биогеографический состав диатомовых комплексов предполагает низкие температуры поверхностных вод, высокую ледовитость морского бассейна, значительное снижение продуктивности фитопланктона и весьма ограниченное, вероятно, эпизодическое поступление в Баренцево море североатлантических вод.

4.2.4. Голоцен

Этапы развития голоценовой трансгрессии реконструируются с большой степенью детальности по ископаемым диатомовым ассоциациям в донных осадках арктических морей. Наиболее важным событием позднеплейстоценовой-голоценовой истории палеогеографического развития Восточно-Арктических морей явилось открытие Берингова пролива (около 11-12 тыс. л.н.) и начало адвекции теплых высокопродуктивных беринговоморских вод в Чукотское море и, отчасти, Восточно-Сибирское море, обусловившие резкое увеличение продуктивности фитоценозов и появление в составе диатомовых ассоциаций относительно тепловодных видов, не свойственных арктической водной массе. В первой половине голоцена (интервал времени 11-6 (5,5) тыс. л.н., экозоны V и IV) при последовательном повышении уровня моря до его современного положения происходило затопление шельфа мелководных морей Восточной Арктики и становление современных гидрологических (температуры, циркуляционный режим, распределение водных масс) и гидробиологических условий в Чукотском море. Оформляются региональные особенности состава фитоценозов.

Конец атлантического - начало суббореального периодов голоцена характеризовались наиболее благоприятной обстановкой для развития фитоценозов (“гидробиологический оптимум”, экозона III): во всех морях Восточной Арктики резко (в 2-3 и более раз) возрастает численность диатомей в осадках, что при неизменном их литологическом составе могло быть обусловлено только вспышкой продуктивности фитопланктона. Наблюдается расширение ареалов наиболее тепловодных диатомей, особенно в Чукотском море в области распространения аляскинской ветви беринговоморского течения; температуры поверхностных вод в районе Центральной Чукотской котловины, вероятно, превышали современные на 2-4°С. Несмотря на характерную для высоких широт относительную стабильность палеотемпературных условий, в Восточно-Сибирском море и море Лаптевых также возрастает палеопродуктивность, а в юго-восточных районах Восточно-Сибирского моря отмечено появление относительно тепловодных беринговоморских видов, что свидетельствует об усилении лонговской ветви беринговоморского течения. Интересно отметить, что А.П. Жузе [1961] в голоценовых осадках северо-западных районов Тихого океана выделяла интервал (диатомовый комплекс Б), характеризовавшийся существенными изменениями в структуре диатомовых ассоциаций, предполагавшими смещение к северу, не менее чем на 1000 км, ареалов тепловодных видов диатомей.

В последующий непродолжительный этап произошло значительное сниже­ние продуктивности фитоценозов, элиминируют наиболее тепловодные виды, увеличивается относительное содержание криофилов, связанное, вероятно, с сокращением адвекции беринговоморских вод и увеличением ледовитости морей. Этот период совпадает с похолоданием 2,5 тыс. л.н., установленным в некоторых районах Арктики и Субарктики (так называемый неогляциал). Последние 1,5-2 тыс. л. условия в Чукотском море были в целом близки современным с некоторым увеличением палеопродуктивности, в основном, за счет криофильных и ледово-неритических диатомей около 2 тыс. л.н. Подобные изменения палеогидробиологических условий во второй половине голоцена установлены и в Баффиновом заливе [Williams, 1990], причем, если первая вспышка продуктивности (“морской оптимум”) имела диахронные границы в связи с разновременностью дегляциации этого района, то вторая проявилась почти одновременно, около 2 тыс. л.н., и была, как и в Чукотском море, обусловлена увеличением численности криофильных и ледово-неритических диатомей.

В Западно-Арктических морях развитие голоценовой трансгрессии имело свои особенности. В Норвежском, Гренландском и Исландском морях диатомеи появляются в значительных количествах в конце плейстоцена - начале голоцена, но граница эта диахронна и повышается с юго-востока на северо-запад в интервале времени от 14 до 7 тыс. л.н. в соответствии с миграцией Полярного фронта. Дальнейшие изменения палеопродуктивности и палеотемператур варьировали в зависимости от регионов, находящихся под воздействием различных водных масс. Около 9 тыс. л.н. палеотемпературы поверхностных вод были близки современным, а в интервале 8-5 тыс. л.н. они достигли максимальных значений [Коç Karpuz and Jansen, 1992; Коç et al., 1993]. Наиболее ярко гидробиологический (или морской) оптимум проявился у западных и северо-западных берегов Норвегии.

Начало интенсивного поступления североатлантических, вод в южные районы Баренцева моря около 9-8 тыс. л.н. привело к смещению Полярного фронта в северном и северо-восточном направлении и увеличению продуктивности вод. Главным палеогеографическим событием голоценовой истории моря был гидробиологический оптимум, связанный с последним значительным усилением адвекции североатлантического течения, обусловившей резкое возрастание продуктивности вод и, вероятно, повышение их поверхностных температур в конце атлантического - начале суббореального периодов голоцена.

Таким образом, во всех арктических морях Евразии в конце атлантического - начале суббореального периодов голоцена установлен относительно непродолжительный по времени (около 2-2,5 тыс. лет) период наиболее оптимальных гидробиологических условий для развития морских фитоценозов, выразившийся в резком увеличении палеопродуктивности и расширении ареалов некоторых тепловодных видов, что было обусловлено, вероятно, глобальными изменениями океанической циркуляции, проявившимися как в северных областях Тихого, так и Атлантического океанов. Повышение температур поверхностных вод в голоцене устанавливается во многих районах Мирового океана, но временные интервалы этого события различны: в северных областях Атлантического океана они определяются в 7-5 тыс. л.н., в Красном море - около 8 тыс. л.н. [Бараш и др., 1989], и около 9 тыс. л.н. фиксируются максимальные температуры вод в Субантарктике [Hays, 1978]. Увеличение на порядок продуктивности донных фораминифер в атлантическое-суббореальное время голоцена устанавливается также в Норвежском и юго-западной части Баренцева морей [Матишов и Павлова, 1990].

Влияние трансгрессий арктических морей на палеогеографические условия их побережий не всегда ясно и однозначно, и это особенно хорошо видно при анализе голоценовой растительности побережья Чукотского моря. В настоящее время почти все равнинное и низкогорное пространство Северной Чукотки занято северными гипоарктическими тундрами и лишь узкая кромка северного побережья между мысом Шелагского и устьем Амгуемы (полоса постоянных плотных туманов) - собственно арктическими тундрами [Юрцев, 1974].

На арктическом побережье Чукотки со временем “голоценового климатического оптимума”, т.е. периодом, наиболее благоприятным для развития растительности, связывается интенсивное формирование торфяников мощностью до 1,5-2 и даже 3 м с остатками крупнокустарниковых и древесных пород, по которым получена серия радиоуглеродных датировок [Иванов и др., 1984].

Многочисленные палеоботанические и радиоуглеродные данные свидетельствуют о том, что уже 11,5 тыс. л.н. на арктическом побережье Чукотки создались благоприятные условия для интенсивного торфонакопления. В интервале времени от 10 до 8 тыс. л.н. устанавливается экспансия древесной и крупнокустарниковой растительности к северу от современных границ ее распространения. В последующее время, которое в ряде разрезов Северной Чукотки датируется 7-5 тыс. л.н., происходит деградация крупнокустарниковой и древесной растительности и на большей части приморских низменностей распространяется современная растительность гипоарктических тундр.

Согласно установленным этапам развития голоценовой трансгрессии в Чукотском море в период интенсивного роста торфяников и экспансии древесной и крупнокустарниковой растительности на его побережье береговая линия моря отстояла на десятки километров к северу от современных границ. Высокая ледовитость моря в раннем голоцене способствовала сохранению на современных приморских низменностях Северной Чукотки условий, близких к континентальным. Увеличение инсоляции и повышение летних температур воздуха в начале голоцена обусловило, как отмечалось ранее для Севера Западной Сибири [Данилов и Полякова, 1989б], смещение к северу границы древесно-кустарниковой растительности.

Вместе с тем, период “гидробиологического оптимума” в Чукотском море определяется интервалом времени 5,5 (6)-3 (2,5) тыс. л.н. К этому времени уровень Чукотского моря достиг современного положения [Каплин, 1973]. Интенсивность беринговоморского течения была выше современной, температуры поверхностных вод превышали современные. Это время, как указывалось выше, на приморских низменностях Северной Чукотки характеризовалось деградацией древесно-кустарниковой растительности, что было следствием приближения береговой линии к ее современным границам, и возрастанием мористости климата. Одной из причин явилось также увеличение туманов, которые, как полагает Б.А. Юрцев [1974], “съедают” древесную и кустарниковую растительность на побережье арктических морей. Интенсивность их в условиях более теплого и менее ледовитого моря, вероятно, возрастала.

Таким образом, “климатический оптимум” голоцена, проявившийся на арктическом побережье Чукотки в виде более благоприятных для произрастания растительности условий, чем в настоящее время, и “гидробиологический оптимум”, выразившийся в Чукотском море в возрастании палеопродуктивности и палеотемператур поверхностных вод, не совпадали во времени.

В то же время в западном секторе Арктики выявлена определенная корреляция между этими палеогеографическими событиями. На крайнем северо-западе Русской равнины, в Беломорье, максимальное для голоцена увеличение увлажненности климата и повышение среднегодовых температур связывается с установлением господствующего положения ели в составе лесов в первой половине суббореального периода [Девятова, 1986 и др.], а в Карелии - около 5,5 тыс. л.н. (конец атлантического периода) [Климанов, 1989]. В Баренцевом море “гидробиологический оптимум” определен в интервале времени 5,7-3,7 тыс. л.н., что также соответствует концу атлантического - началу суббореального периодов голоцена, т.е. наиболее оптимальные условия в Баренцевом море и на прилегающей суше в целом совпадали во времени. Аналогичные результаты получены нами при исследовании разрезов в южной части Белого моря [Боярская и др., 1986]: морской режим в исследованной кутовой части Онежского залива установился 9-8 тыс. л.н. (бореальное время), с конца бореального и на протяжении всего атлантического времени (8-5 тыс. л.н.) положение уровня моря оставалось близким или несколько превышало современное. Максимального положения уровень моря достиг в суббореальное время. Развитие трансгрессии происходило на фоне возрастающей влажности климата и повышения среднегодовых температур, что определяется по палинологическим данным.

Таким образом, установлена определенная метахронность проявления палеогеографических событий голоцена в Восточно-Арктических морях ("гидробиологический оптимум”) и на прилегающей суше (“климатический оптимум") и их синхронность в западном секторе Арктики.

 ЛИТЕРАТУРА

Аксенов А.А., Дунаев Н.Н., Ионин А.С., Калиненко В.В., Медведев B.C., Павлидис Ю.А., Юркевич М.Г. Арктический шельф Евразии в позднечетвертичное время. М.: Наука, 1987. 277 с.

Алексеев М.Н. Стратиграфия четвертичных отложений Новосибирских островов // Четвертичный период. Стратиграфия. М.: Наука, 1989. С. 159-168.

Алексеев М.Н., Архангелов А.А., Иванова Н.М., Ким Б.И., Патык-Кара Н.Г., Плахт И.Р., Рейкин И.В., Секретов С.Б., Шкарубо С.И. Моря Лаптевых и Восточно-Сибирское. Кайнозой // Атлас палеогеографических карт. Шельфы Евразии в мезозое и кайнозое. М.: ГИН РАН, 1991. Т.1. С.1-20.

Архипов С.А., Гольберт А.В., Гудина В.И. К стратиграфии плейстоцена Большехетского района на Енисейском Севере // Бюллетень комиссии по изучению четвертичного периода. 1980. № 50. C. 57-72.

Афанасьев Б.Л., Данилов И.Д., Дедеев В.А. Методология неотектоники (современные проблемы теории и практики). Сыктывкар: Коми науч. центр УрО АН СССР, 1988. 119 с.

Бадюков Д.Д., Каплин П.А. Изменения уровня на побережье дальневосточных и арктических морей за последние 15000 лет // Океанология. 1979. Т. 19. № 4. С.674-680.

Баранова Ю.П., Бискэ С.Ф. Итоги исследования континентальных отложений неогена Северо-Востока СССР и их корреляция со смежными районами Пацифики // Новые данные по стратиграфии и палеогеографии Дальнего Востока. Владивосток. 1982. С. 79-91.

Бараш М.С., Блюм Н.С., Бурмистрова И.И., Дмитренко О.Г., Иванова Е.В., Казарина Г.Х., Кругликова С.Б., Лукашина Н.П., Мухина В.В., Оськина Н.С., Поляк Л.В., Сафарова С.А., Соколова Е.А., Хусид Т.А. Неоген-четвертичная палеоокеанология: по микропалеонтологическим данным. М.: Наука, 1989. 285 с.

Беклемишев К.В., Семина Г.И. География планктонных диатомей высоких и умеренных широт Мирового океана // Тр. Всес. Гидробиолог. о-ва. 1986. Т.27. С.7-23.

Белая Б.В., Терехова В.Е. Палинология палеогеновых отложений о-ва Айон и бассейна р. Белая // Материалы по геологии и полезным ископаемым Северо-Востока СССР. Магадан. 1982. Вып. 26. С. 82-92.

Белевич А.М. Находка морских диатомовых водорослей в дозырянских отложениях Приенисейского Севера // Ученые записки НИИГА. Серия палеонтология и биостратиграфия. 1963. Вып. 2. С. 18-22.

Белевич A.M. О возрасте дозырянских отложений на реке Соленой (Усть-Енисейский район) // Ученые записки НИИГА. Серия палеонтология и стратиграфия. 1965. Вып. 8. С. 5-7.

Белевич А.М. К находке морских неогеновых диатомей в районе мыса Энмакай (северное побережье Чукотки) // Ученые записки НИИГА. Серия палеонтология и биостратиграфия. 1969. Вып.28. С. 73-75.

Белевич А.М., Мотылинская Т.А. Четвертичные диатомеи севера Сибири и их стратиграфическое значение // Ископаемые диатомовые водоросли СССР. М.: Наука, 1968. С.83-87.

Белкин В.И., Зархидзе B.C., Семенов И.Н. Колвинская свита севера Тимано-Уральской области // Вопросы стратиграфии и корреляции плиоценовых и плейстоценовых отложений северной и южной частей Предуралья. 1972. Вып. 1. С. 45-55.

Боярская Т.Д., Полякова Е.И., Свиточ А.А. Новые данные о голоценовой трансгрессии Белого моря // ДАН СССР. 1986. Т.290. № 4. С.964-968.

Валпетер А.П. Характерные формы рельефа прибрежного шельфа Восточно-Сибирского моря и их значение для палеогеографических реконструкций // Геоморфология и палеогеография шельфа. М.: Наука, 1978. С.134-139.

Виноградов А.П., Верещагин В.Н., Наливкин В.А., Ронов А.Б., Хабаков А.В., Хайн В.Е. Атлас литолого-палеогеографических карт СССР, триас, юра, мел. М.: Министерство геологии и Академия наук СССР. 20 карт в масштабе 1:5 000 000. 1967.

Волошинова Н.А., Кузнецова В.Н., Лесненко Л.C. Фораминиферы неогеновых отложений Сахалина. Л.: Недра, 1970. 304 с.

Гладенков Ю.Б. Морской верхний кайнозой северных районов. М.: Наука, 1978. 194 с.

Гладенков Ю.Б. Стратиграфия морского неогена северной части тихоокеанского пояса. М.: Наука, 1988. 211 с.

Гладенков Ю.Б., Петров О.М. Дискуссионные проблемы стратиграфии верхнего кайнозоя Севера СССР // Бюллетень комиссии по изучению четвертичного периода. 1990. № 59. С.5-11.

Гладкова И.Г. Палеогеографические условия осадконакопления в позднем кайнозое в бассейне верхней Печоры. Автореф. дис. канд. географ. наук. Сыктывкар. 1969. 19 с.

Грамберг И.С., Ронкина З.З. Позднепалеозойско-мезозойский этап в истории палеогеографического развития Советской Арктики // Мезозой Советской Арктики. Новосибирск: Наука, 1983. С. 12-19.

Гудина В.И. Фораминиферы, стратиграфия и палеогеогафия морского плейстоцена севера СССР. Новосибирск.: Наука, 1976. 125 с.

Гудина В.И., Лаштабег В.А., Левчук Л.К., Половова Т.П., Сухорослов В.Л. Граница плиоцена-плейстоцена на Севере Чукотки (по фораминиферам). Новосибирск.: Наука, 1984. 127 с.

Данилов И.Д. Плейстоцен морских субарктических равнин. М.: Изд-во Моск. ун-та, 1978. 198 с.

Данилов И.Д. Развитие континентальной окраины Северной Евразии в позднем кайнозое // Геология и геоморфология шельфов и материковых склонов. М.: Наука. 1985. С.48-57.

Данилов И.Д., Недешева Г.Н., Полякова Е.И. Лагунное побережье Чукотского моря в позднем плейстоцене и проблема формирования баров // Океанология. 1980. № 6. С.1063-1069.

Данилов И.Д., Парунин О.Б., Полякова Е.И. Происхождение и возраст “ледового комплекса” на севере Западной Сибири // Известия АН СССР. Серия географ. 1990. № 1. С.72-77.

Данилов И.Д., Полякова Е.И. Валькарайская впадина // Палеоген и неоген Северо-Востока СССР. Якутск: ЯНЦ СО АН СССР. 1989а. С.56-62.

Данилов И.Д., Полякова Е.И. Палеоклимат позднего плейстоцена и голоцена Западной Сибири и Печорской низменности // Палеоклиматы позднеледниковья и голоцена. М.: Наука, 1989б. С. 145-151.

Девятова Э.И. Природная среда и ее изменения (побережья севера и центра Онежского озера). Петрозаводск: Карелия, 1986. 108 с.

Дегтяренко Ю.П. Развитие побережья Северной Чукотки в плейстоцене и голоцене // География и литология береговой зоны морей и других крупных водоемов. М.: Наука, 1971. С.52-59.

Джиноридзе Р.Н. Диатомеи в донных осадках Баренцева моря // Морская микропалеонтология: диатомеи, радиолярии, силикофлягелляты, фораминиферы и известковый нанопланктон. М.: Наука, 1978. С.41-44.

Джиноридзе Р.Н., Голикова Г.С., Нагаева Г.А. Материалы к изучению диатомей в позднеплейстоценовых и голоценовых осадках Норвежского моря // Палинология плейстоцена и голоцена. Л.: Изд-во ЛГУ, 1981. С.159-165.

Евтеева И.С., Логинова Н.Э., Каган Л.Я. Новые данные по расчленению и строению кайнозойских отложений на побережье моря Лаптевых // Кайнозой Сибири и Северо-Востока СССР. Новосибирск: Наука, 1989. С.110-114.

Жузе А.П. Стратиграфия донных отложений на северо-западе Тихого океана // Труды Ин-та геологии АН ЭССР. 1961. Т.8. С. 83-195.

Жузе А.П. Стратиграфические и палеогеографические исследования в северо-западной части Тихого океана. М.: Изд-во АН СССР. 1962. С.1017-1028.

Жузе А.П. Диатомеи в осадках плейстоценового и позднеплиоценового возраста бореальной области Тихого океана // Основные проблемы микропалеонтологии и органогенного осадконакопления в океанах и морях. М.: Наука, 1969. С. 5-27.

Загорская Н.Г., Яшина З.И., Слободин В.Я., Левина Ф.М., Белевич А.М. Морские неоген (?)-четвертичные отложения нижнего течения реки Енисей. М.: Недра, 1965. 91 с.

Зархидзе B.C. Комплексы неоген-четвертичных моллюсков // Основные проблемы позднего кайнозоя Арктики. Л.: Недра, 1983. С.94-103.

Зырянов Е.В., Лаухин С.А., Полякова Е.И. Морские диатомеи и палинологические комплексы миоцена Восточной Чукотки // Изв. АН СССР. Серия геол. 1992. №4. С.48-55.

Иванов О.А. Основные этапы развития субарктических равнин Северо-Востока СССР в кайнозое // Северный Ледовитый океан и его побережье в кайнозое. Л.: Гидрометеоиздат, 1970. С.472-484.

Иванов В.Ф., Ложкин А.В., Кальниченко С.С. и др. Поздний плейстоцен и голоцен Чукотского полуострова и Севера Камчатки // Геология и полезные ископаемые Северо-Востока Азии. 1984. С.33-42.

Каплин П.А. Новейшая история побережий Мирового океана. М.: Изд-во Моск. ун-та, 1973. 265 с.

Климанов В.А. Цикличность и квазипериодичность климатических колебаний в голоцене. Палеоклиматы позднеледниковья и голоцена. М.: Наука, 1989. С.29-33.

Колосова Г.Н. О находках фораминифер в континентальных отложениях кайнозоя Северо-Востока СССР // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1980. Т.55. Вып.1. С. 104-106.

Лосева Э.И. Атлас морских плейстоценовых диатомей европейского Северо-Востока СССР. СПб.: Наука, 1992. 272 с.

Макарова И.В. Род Thalassiosira в морях СССР// Труды Зоологического Ин-та АН СССР. 1987. Вып.172. С.26-38.

Макарова И.В. Диатомовые водоросли морей СССР: род Thalassiosira Cl.. Л.: Наука, 1988. 117с.

Макарова И.В., Семина Г.И. Новые данные о морфологии и распространении двух видов Thalassiosira Cl.(Baeillariopliyta) // Ботанический журн. 1982. Т.67. № 1. С. 109-111.

Матишов Г.Г., Павлова Л.Г. Общая экология и палеогеография полярных морей. Л.: Наука, 1990. 223 с.

Мельников И.А. Экосистема арктического морского льда. М.: Изд-во АН СССР, 1989. 191 с.

Мернер Н.А. Положение уровня моря в период интерстадиала около 30 тыс. лет назад с климато-геологической точки зрения // Четвертичное оледенение Земли. М.: Мир, 1974. С. 166-186.

Моря Советской Арктики. Геологическое строение СССР и закономерности размещения полезных ископаемых. Л.: Недра, 1984. Т.9. 269 с.

Мотылинская Т.А. Диатомовые водоросли из салехардских и казанцевских отложений Тазовского полуострова // Труды ВНИГРИ. Палеонтологический сборник. 1964. Вып.239. С.247-258.

Невретдинова Т.Л. Комплексы диатомовой флоры из палеогеновых, неогеновых и плейстоценовых отложений Северо-Востока СССР // Материалы по геологии и полезным ископаемым Северо-Востока СССР. Магадан. 1982. Вып.26. С.93-100.

Николаев Н.И. Неотектоника и ее выражение в структуре и рельефе территории СССР. М.: Госгеолтехиздат, 1962. 392 с.

Огородников В.И., Белов Н.А. Голоцен шельфа Чукотского моря // Труды ААНИИ. 1984. Т.368. С.58-63.

Окунева О.Г., Стелле В.Я. Новые данные по биостратиграфическому изучению инженерно-геологических скважин восточного побережья острова Колгуев // Инженерно-геологические условия шельфа и методы их исследования. 1986. С.8-12.

Орешкина Т.В. Комплексы диатомей морских неогеновых отложений о.Карагинского (Восточная Камчатка) и их стратиграфическое значение // Известия АН СССР. Серия геол. 1980. № 11. С.57-66.

Орешкина Т.Е. Диатомовые водоросли неогена умеренных и субарктических районов Тихого океана: стратиграфия и палеоокеанография // Вопросы микропалеонтологии. 1989. Вып. 30. С.90-100.

Орешкина Т.В., Витухин Д.И. Стратиграфия верхнекайнозойских отложений Северного Сахалина по диатомеям и радиоляриям // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1987. Т.62. № 3. C. 86-99.

Павлидис Ю.А. Обстановки осадконакопления в Чукотском море и фациально-седиментационные зоны его шельфа // Проблемы геоморфологии, литологии и литодинамики шельфа. М.: Наука, 1982. С.47-76.

Кинд Н.В., Левчук Л.К. Морские каргинские отложения в бассейне Нижней Таймыры и их микропалеонтологическая характеристика // Бюллетень комиссии по изучению четвертичного периода. 1981. № 51. С.118-131.

Кленова М.В. Геология Баренцева моря. М.: Наука, 1960. 367 с.

Павлидис Ю.А. Шельф Мирового океана в позднечетвертичное время. М.: Наука, 1992. 272 с.

Павлидис Ю.А., Щербаков Ф.А., Боярская Ю.Д., Дунаев Н.Н., Полякова Е.И., Хусид Т.А. Стратиграфия четвертичных отложений и палеогеография южной части Баренцева моря // Океанология. 1992. Т. 41. № 5. С.338-345.

Палеоген и неоген Северо-Востока СССР. Баранова Ю.П., Гриненко О.В. (ред.) // Якутск: Якутский научный центр СО АН СССР. 1989. 283 с.

Полякова Е.И. Диатомовые водоросли в современных осадках побережья Чукотского моря и их палеогеографическое значение // Известия АН СССР. Серия геогр. 1979. № 4. С.90-94.

Полякова Е.И. Диатомеи сублиторали и лагун Чукотского и Восточно-Сибирского морей // Океанология. 1982. Т. 22. № 5. С.809-812.

Полякова Е.И. Диатомеи арктических морей СССР и их значение при исследовании донных осадков // Океанология. 1988. Т. 28. № 2. С.286-291.

Полякова Е.И. Стратиграфия позднеплейстоценовых-голоценовых осадков Берингийского шельфа по комплексам диатомей // Плейстоцен Сибири. Стратиграфия и межрегиональные корреляции. Новосибирск: Наука, 1989а. Вып.657. С. 161-166.

Полякова Е.И. Стратиграфия донных осадков и палеогеографические условия их накопления в Чукотском море (по данным диатомового анализа) // Геология континентальной террасы окраинных и внутренних морей. М.: Изд-во Моск. ун-та, 1989б. С.135-148.

Полякова Е.И. Диатомовый анализ в стратиграфических и палеогеографических исследованиях океанов и морей // Итоги науки и техники. Серия палеогеография, т.7. Палеоботанические методы в изучении палеогеографии плейстоцена. М.: ВИНИТИ, 1991. С.127-154.

Полякова Е.И. Палеогеография арктических морей Евразии в позднем кайнозое (по диатомеям). Автореф. дис.: докт. географ. наук. М.: МГУ. 1992. 48 с.

Полякова Е.И. Особенности формирования танатоценозов диатомей в донных осадках арктических морей // Океанология. 1994а. Т. 44. № 5. С.346-352.

Полякова Е.И. Диатомовая стратиграфия и палеоокеанология голоцена Восточ-но-Сибирского моря // Морской голоцен окраинных и внутренних морей. Деп. ВИНИТИ 13 дек. 1994б. № 2878-В-94. С.177-189.

Полякова Е.И., Данилов И.Д. Миоцен Крайнего Севера Западной Сибири (полуостров Ямал) // ДАН СССР. 1989. Т. 308. № 2.С.428-431.

Полякова Е.И., Павлидис Ю.А., Левин А.И. Особенности формирования танатоценозов диатомей в поверхностном слое донных осадков шельфа Баренцева моря // Океанология. 1992. Т. 37. № 1. С.58-63.

Попов А.И. Сопоставление опорных разрезов четвертичных отложений севера Западной Сибири и Большеземельской тундры //Основные проблемы изучения четвертичного периода. М.: Наука, 1965. С.76-88.

Пуминов А.П., Дегтяренко Ю.П., Ломаченков B.C. Неотектоника, палеогеография и процессы россыпеобразования на севере Чукотки в кайнозое // Новейшая тектоника и палеогеография Советской Арктики в связи с оценкой минеральных ресурсов. Л.: НИИ Геологии Арктики, 1972. С.58-67.

Решения 2-го Межведомственного стратиграфического совещания по докембрию и фанерозою Северо-Востока СССР. Магадан. 1978. 192 с.

Рыжов В.М., Бойцов В.Д., Шавыкин А.А. Особенности развития фитопланктона в водах различного происхождения на западе Баренцева моря // Комплексные океанологические исследования Баренцева и Белого морей. Апатиты: Изд-во Кольского фил. АН СССР, 1987. С.52-66.

Рыжов В.М., Русанов В.П., Латышев B.C. Химико-биологическая индикация водных масс Чукотского моря // Труды ААНИИ. 1984. Т. 368. С.26-40.

Савинов В.М. Новые данные о первичной продукции Баренцева моря // Комплексные океанологические исследования Баренцева и Белого морей. Апатиты: Изд-во Кольского фил. АН СССР, 1987. С.66-70.

Савостин Л.A., Натапов Л.М., Ставский А.П. Мезозойская палеогеодинамика и палеогеография Арктического региона // Докл. 27-го Международного геологического конгресса. Палеоокеанология. 1984. Т. 3. С. 172-187.

Саидова Х.М. Экология шельфовых фораминифер и палеосреда голоцена Берингова и Чукотского морей. М.: Наука, 1994. 94с.

Сакс В.Н. Четвертичный период в Советской Арктике // Труды ААНИИ. М.-Л. 1948. Т. 201. 135 с.

Самойлович Ю.Г., Каган Л.Я., Иванова Л.В. Четвертичные отложения Баренцева моря. Апатиты: КНЦ РАН, Геологический ин-т, 1993. 72 с.

Самойлович Ю.Г., Лебедева P.M., Каган Л.Я., Иванова Л.В., Чапина О.С. Опыт и перспективы применения комплекса стратиграфических методов при изучении четвертичных отложений Баренцева моря // Четвертичная палеоэкология и палеогеография северных морей. М.: Наука, 1988. С. 150-162.

Свиточ А.А., Талденкова Е.Е. Палеогеографический феномен и геологическая катастрофа (Берингия в конце позднего плейстоцена) // Вест. МГУ. Серия 5, географ. 1990. № 3. С.27-33.

Семина Г.И., Сергеева С.М. Планктонная флора и биогеографическая характеристика Белого моря // Экология и физиология животных и растений Белого моря. М.: Изд-во Моск. ун-та, 1983. С.3-17.

Скабичевская Н.А. Средне-позднечетвертичные диатомеи Приенисейского Севера. М.: Наука, 1984. 156 с.

Слободин В.Я. Комплексы неоген-четвертичных фораминифер // Основные проблемы палеогеографии позднего кайнозоя Арктики. Л.: Недра, 1983. С.51-94.

Слободин В.Я., Дружинина Н.И., Куприянова Г.И., Степанова Г.В. Корреляция морских неогеновых отложений Арктики по биостратиграфическим данным // Зональная стратиграфия по микроорганизмам. Тез. докл. X Всесоюзного микропалеонтологического совещания. Л. 1986. С.196-198.

Слободин В.Я., Суздальский О.В. Стратиграфия плиоцена и плейстоцена северо-востока Западной Сибири // Материалы к проблемам геологии позднего кайнозоя. Л.: НИИ Геологии Арктики, 1969. С.115-130.

Смирнова В.М. О границе бореального моря в бассейне р.Вычегды (по данным диатомового анализа) // ДАН СССР. 1976. Т.231. № 5. С. 1200-1203.

Смирнова В.М. Диатомовая флора бореальной трансгрессии в среднем течении р.Сев.Двины // ДАН СССР. 1979. Т. 246. С.171-174.

Смирнова В.М. Арктическое позднемосковское море в бассейне среднего течения реки Сев.Двины // Геология плейстоцена Северо-Запада СССР. Апатиты: Кольск. фил. АН СССР, Геологический ин-т, 1981а. С.87-96.

Смирнова В.М. О нижней границе позднего плейстоцена в бассейне среднего течения рек Сев. Двины и Вычегды // ДАН СССР. 1981б. Т.257. № 4. С.971-975.

Смирнова В.М. Находка морских диатомей в бассейне р.Ваги // Известия АН СССР. Серия географ. 1983. № 1. С.114-127.

Смирнова В.М. Морские трансгрессии конца среднего-начала позднего плейстоцена в бассейне Северной Двины // Изв. АН СССР. Серия географ. 1986. № 1. С.1145-1157.

Степанова Г.В. Находка морских неогеновых диатомей на острове Айон (Восточно-Сибирское море) // Ежегодник ВПО. Л.: Наука, 1989. Т.З. С.200-217.

Степанова Г.В. Комплексы диатомей Таймыра и их роль в разработке стратиграфической схемы кайнозойских отложений // Стратиграфия и палеонтология мезо-кайнозоя Советской Арктики. Л.: ПГО Севморгеология, 1990. С.59-73.

Стрельникова Н.И. Диатомеи позднего мела. М.: Наука, 1974. 203 с.

Стрельникова Н.И. Палеогеновые диатомовые водоросли. СПб: Изд-во С.-Петербургского ун-та, 1992. 311с.

Сухорослов В.Л. Кайнозойские отложения Валькарайской низменности (северное побережье Чукотки) // Геология и геофизика. 1978. № 11. С.81-90.

Сухорослов В.Л., Минюк П.С. Биостратигафическая и палеомагнитная характеристики морских отложений энмакайской свиты // Четвертичные отложения Востока СССР. Магадан: Препринт СВКНИИ. ДВНЦ АН СССР. 1982. Вып.1. С.27-29.

Тараканов Л.B., Курсалова В.И.. Каплин П.А. Стратиграфическое положение и абсолютный возраст морского горизонта Валькарайской низменности // ДАН СССР. 1974. Т.216. № 5. С. 1128-1130.

Троицкий С.Л. Морской плейстоцен Сибирских равнин. Новосибирск: Наука, 1979. 292 с.

Труфанов Г.В. Верхнекайнозойские отложения Новосибирских островов // Стратиграфия и палеогеография позднего кайнозоя Арктики. Л.: ПГО Севморгеология, 1982. С.81-89.

Усачев П.И. Микрофлора полярных льдов // Труды ИО АН СССР. 1949. Т. 3. С.216-359.

Филиппов В.В., Чочиа Н.Г. Первая ритмостратиграфическая схема верхнего кайнозоя Архангельской области // Тез. докл. 4-ой Всесоюзной конференции “Проблемы палеоэкологии и эволюции экосистем морей Арктики в верхнем кайнозое”. Апатиты. 1991. С.73-74.

Хотинский Н.А. Голоцен Северной Евразии. М.: Наука. 1977. 198 с.

Чанышева М.Н., Костяев А.Г. О морской трансгрессии в бассейне среднего течения р.Колыма // Стратиграфия и корреляция четвертичных отложений Азии и Тихоокеанского региона. М.: Наука, 1991. С.116-136.

Юрцев Б.А. Проблемы ботанической географии Северо-Востока Азии. Л.: Наука, 1974. 159 с.

Яхимович В.Л., Зархидзе B.C. Стратиграфия неогена Тимано-Уральской области. Уфа: УО АН СССР, Башкирский науч. центр. Ин-т геологии. 1990. 27 с.

Abrantes F. Diatom assemblages as upwelling indicators in surface sediments of Portugal // Marine Geology. 1988. 85. P. 15-39.

Abrantes F. Variability of upwelling off NW Africa during the latest Quaternary: diatom evidence // Paleoceanography. 1991. 6(4). P.431-460.

Abrantes F. Palaeoproductivity oscillations during the last 130 ka along the Portuguese and NW African margins // Summerhayes C.P., Prell W.L., Emeis K.C. (Eds.) Upwelling Systems: Evolution since the Early Miocene. Geological Society Special Publication. 1992. 64. P.499-510.

Abrantes F., Kyaw W. and Sarnthein M. Late Quaternary paleoproductivity variations in the NE and equatorial Atlantic: diatom and С org. evidence // Zahn R. et al.. (Eds.). Carbon Cycling in the Glacial Ocean: Constraints on the Ocean's Role in Global Change: Springer-Verlag Berlin Heidelberg. NATO ASI Series. 1994. 117. P.425-441.

Akiba F. Middle Miocene to Quaternary diatom biostratigraphy in the Nankai trough and Japan trench, and modified lower Miocene through Quaternary diatom zones for middle-to-high latitude of the North Pacific // Kagami H., Karig D.E., Coulbourn W.T. et al., Init. Repts. DSDP, 87: Washington (U.S. Govt. Printing Office). 1986. P.393-481.

Akiba F. and Yanagisawa Y. Taxonomy, morphology and phytogeny of the Neogene diatom zonal marker species in the middle-to-high latitudes of the North Pacific // Kagami H., Karig D.E., Coulbourn W.T. et al., Init. Repts, DSDP, 87: Washington (U.S. Govt. Printing Office). 1986. P.483-571.

Alexander V. Primary productivity regimes of the onshore Beaufort Sea, with reference to potential roles of ice biota // J.C.Reed and J.R.Sater (Eds.). The Coast and Shelf of the Beaufort Sea: The Arctic Institute of North America. Arlington. 1974. P.609-635.

Andersen O.G.N. Primary production, chlorophyll, light, and nutrients beneath the Arctic sea ice // The Arctic Seas. Climatology, Oceanography, Geology, and Biology. Y.Herman (Ed): New York. Van Nostrand Reinhold Company. 1989. P. 147-192.

Baldauf J.G. Cenozoic diatom biostratigraphy and paleoceanography of the Rockall Plateau Region, North Atlantic // Roberts D.G., Schnitker D. et al., Init. Repts, DSDP, 81: Washington (U.S. Govt. Printing Office). 1984. P.439-478.

Baldauf J.G. Biostratigraphic and paleoceanographic interpretation of lower and middle Miocene sediments, Rokall Plateau region. North Atlantic Ocean // Ruddiman W.F., Kidd R.B., Thomas E., et al., Init. Repts of DSDP. 94: Washmgton (U.S. Covt. Printing Office). 1986. P.1033-1043.

Baldauf J.G. Diatom biostratigraphy of the middle-and-high latitude North Atlantic Ocean, DSDP Leg 94 // Ruddiman W.F., Kidd R.B. et al., Init. Repts of DSDP. 94: Washington (U.S. Govt. Printing Office). 1987. P.729-761.

Baldauf J.G. and Barron J.A. Evolution of biosiliceous sedimentation patterns - Eocene through Quaternary paleoceanographic response to polar cooling // Bleil U. And Thiede J. (Eds.), Geological history of the Polar Oceans: Arctic versus Antarctic. 1990. P.575-607.

Baldauf J.G. and Monjanel A.-L. An Oligocene diatom biostratigraphy for the Labrador Sea: DSDP Site 112 and ODP Hole 674 A // Srivastava S.P., Arthur М., Clement B. et al., Proc. ODP, Sci. Results, 105: College Station. TX (Ocean Drilling Program). 1989. P.323-347.

Barron J.A. Marine diatom biostratigraphy of the upper Miocene-lower Pliocene strata of southern California // J.Paleontol. 1975. 49 (4). P.619-632.

Barron J.A. Lower Miocene to Quaternary diatom biostratigraphy of Leg 57 off northeastern Japan. DSDP // Scientific Party, Init. Repts. (U.S. Govt. Print. Office, Washington). 1980. V.56, 57, N 2. P.641-693.

Barron J.A. Late Cenozoic diatom biostratigraphy and paleoceanography of the middle-latitude eastern North Pacific, Deep Sea Drilling Project Leg 63 // Yeats R.S., Hag., et al. Init. Repts. DSDP, 63: Washington (U.S. Govt. Printing Office), 1981. P.507-538.

Barron J.A. Miocene to Holocene planctic diatom stratigraphy // Bolli H.M., Saunder J.B. and Perch-Nielsen K. (Eds.), Plankton Stratigraphy: Cambridge (Cambridge Univ. Press). 1985a. P.763-809.

Barron J.A. Late Eocene to Holocene diatom biostratigraphy of the equatorial Pacific Ocean, Deep Sea Drilling Project Leg 85 // Mayer L., Theyer F. et al., Init. Repts. DSDP, 85: Washington U.S. Govt. Printing Office). 1985б. P.413-456.

Barron J.A. Diatom biostratigraphy of the CESAR 5 core. Alpha Ridge // Geol. Surv. Canada Paper 84-22. 1985b. P.137-148.

Barron J.A. Neogene diatom datum levels in the Equatorial and North Pacific // Ishuzaki K., Saito T. (Eds.), The Centenary of Japanese Micropaleontology: Tokyo (Tokyo Univ. Press). 1992. P.413-425.

Barron J.A. and Baldauf J. Tertiary cooling steps and paleoproductivity as reflected by diatoms and biosiliceous sediments // Productivity of the Ocean: present and past. Berger W.H., Smetaceek V.S., Wefer G. (Eds.). 1989. P.341-354.

Barron J.A. and Gladenkov A.Y. Early Miocene to Pleistocene stratigraphy of Leg 145 // Rea D.K., Basov I.A., Scholl D.W., Allan J.F. (Eds.) Proc. ODP. Sci. Results, 145: College Station, TX (Ocean Drilling Program). 1995. P.3-19.

Berggren W.A., Kent D.V., Flynn J.J. and Van Couvering J.A. Cenozoic geochronology // Geological Society of America Bulletin. 1985. V.96. P. 1407-1418.

Bjorlykke K., Bue B. and Elverhoi A. Quaternary sediments in the north-western part of the Barents Sea and their relation to the underlying Mesozoic bed rock // Sedimentology. 1978. V. 25. P.227-246.

Boden P. Quantitative biostratigraphy of Neogene diatoms from the Norwegian Sea, North Atlantic and North Pacific // Stockholm Contributions in Geology, 42(3). 1992. P. 123-202.

Bohrmann G. and Stein R. Biogenic silica at ODP Site 647 in the southern Labrador Sea: occurence, diagenesis and paleoceanographic implications // Srivastava S.P., Arthur М., Clement B. et al. Proc. ODP, Sci. Results, 105: College Station, TX (Ocean Drilling Program). 1989. P. 155-165.

Brigham J.K. Marine stratigraphy and amino acid geochronology of the Gubik Formation western Arctic Coastal Plain, Alaska // U.S. Geological Survey Open-File Report. 1985. 85-381. 218 p.

Brigham-Grette J. and Carter L.D. Pliocene marine transgressions of Northern Alaska: circumarctic correlations and paleoclimatic interpretations // Arctic. 1992. V.45. N 1. P.74-89.

Broecker W.S. and Peng Т.Н. Tracers in the Sea // Broecker W.S. (Ed.) Tracers in the Sea. Eldigio Press, New York. 1982. P.47-94.

Brouwers E.W. and Marincovich L. Ostracode and molluscan assemblages from the Late Neogene Nuwok member of the Sagavanirktok formation. North Slope // U.S.G.S. circilar. 1988. N 1016. P.24-26.

Bukry D. Paleogene paleoceanography of the Arctic Ocean is constrained by the middle or late Eocene age of USGS Core Fl-422: Evidence from silicoflagellates // Geology. 1984. N 12. P. 199-201.

Burckle L.H., Hammond S.R. and Seyb S.M. A stratigraphically important new diatom from Pleistocene of the North Pacific // Pacific Science. 1978. V.32, N 2. P.209-219.

Burckle L.H. and Opdyke N.D. Late Neogene diatom correlations in the circum-Pacific // Proc. First Internat. Congr. Pacific Neogene Strata, Tokyo, 1976, Kaiyo Shuppan Co. Ltd. Tokyo, 1977. P.255-284.

Bustin R.M. Beaufort formation. Eastern Axel Heiberg Island, Canadian Arctic Archipelago // Bulletin of Canadian petroleum geology. 1982. V.30, N 2. P. 140-149.

Carter L.D. and Galloway J.P. Engineering geologic maps of northern Alaska, Harrison Bay quadrangle // U.S. Geol. Surv. Open-File report 85-256, 1985. 49 p., scale 1:250000, 2 sheets.

Carter L.D., Repenning C.A., Marincovich L.J., Hazel J.E., Hopkins D.M., McDougall K. and Naeser C.W. Gubik and pre-Gubik Cenozoic deposits along the Colville River near Ocean Point, North Slope, Alaska // U.S. Geological Survey Circular. 751-B. 1977. P.B12-B14.

Cande S.C. and Kent D.V. A new geomagnetic polarity time scale for the Late Cretaceous and Cenozoic // J.Geophys. Res. 1992. 97. P. 13917-13951.

Ciesielski P.F. and Case S.M. Neogene paleoceanography of the Norwegian Sea based upon silicoflagellate assemblage changes in ODP Leg 104 sedimentary sequences // Eldholm O., Thiede J., Taylor E. et al., Proc. ODP, Sci. Results, 104: College Station TX (Ocean Drilling Program). 1989. P.527-541.

Ciesielski P.F., Hasson P. and Turner J.W. The stratigraphy of Neogene silicoflagellates from the Norwegian Sea // Eldholm O.,Thiede J., Taylor E. et al., Proc. ODP, Sci. Results, 104: College Station TX (Ocean Drilling Program). 1989. P.497-525.

Crowley T.J., Short D.A., Mengel J.G. and North G.R. Role of seasonality in the evolution of climate during the last 100 million years // Science. 1986. V.231. P.579-584.

Dinter D.A., Carter D.L. and Brigham-Grette J. Late Cenozoic geologic evolution of the Alaskan North Slope and adjacent continental shelves // Granty A., Johnson L., Sweeney J.F. (Eds.). The Arctic Ocean region: Boulder, Colorado. Geological Society of America. The Geology of North America. 1990. V.L. P.459-499.

Dixon J., Dietrich J.R., McNeil D.H., McIntyre D.J., Showdon L.R. and Brooks P. Geology, biostratigraphy and organic geochemistry of Jurassic to Pleistocene strata Beaufort-Mackenzic area Northwest Canada // Canadian Society of Petroleum Geologists. Calgary. Course Notes. 1985. 65 p.

Donahue J.G. Diatoms as Quaternary biostratigraphic and paleoclimatic indicators in high latitudes of the Pacific Ocean // PhD thesis. Faculty of Pure science. Columbia Univ. 1970. 230 p.

Drachev S.S., Savostin, L.A. and Bruni I.E. Structural pattern and tectonic of the Laptev sea region // Reports on Polar research. Russian-German cooperation: Laptev sea system. Kassens H., Piepenburg D., Thiede J. et al. (Eds.). Ber. Polarforsch. 1995. 176. P.348-366.

Dzhinoridze R.N., Jouse A.P., Koroleva-Golikova C.S., Kozlova G.E., Nagaeva G.S., Petrushevskaya M.G. and Strelnikova N.I. Diatom and radiolarian Cenozoic stratigraphy, Norwegian Basin // Talwani М., Udintsev G. et al., Init. Repts. DSDP, 38-41: Washington (U.S. Govt. Printing Office). 1978. P.289-427.

Elverhoi A. and Bomstad K. Late Weichselian glacial and marine sedimentation in the western, central Barents Sea // Norsk Polarints. Pap. 1980. N 3. P.l-29.

Fairbridge R.W. Eustatic changes in sea level // Physics and Chemistry of the Earth. 1961.V.4. P.99-185.

Fenner J. Late Cretaceous to Oligocene planctic diatoms // Bolli H.M., Saunders J.B., Perch-Nielsen K. (Eds.) Plankton Stratigraphy: Cambridge Earth Sci. Ser. (Cambridge Univ. Press). 1985. P.713-762.

Feyling-Hansen R.W. Late Cenozoic deposits of East Baffin Island and East Greenland: microbiostratigraphy, correlation and age // Quaternary environments: Eastern Canadian Arctic, Baffin Bay and Western Greenland. Boston. Allen and Unwin. 1985. P.354-393.

Gombos A.M.Jr. and Ciesielski P. Late Eocene to early Miocene diatoms from the southwest Atlantic // Ludwig W.J., Krasheninnikov V.A. Init. Repts. DSDP, 71: Washington (U.S. Govt. Printing Office). 1983. P.583-634.

Hart T.J. and Currie R.I. The Benguell Current // Discov. Rep. 1960. P.31.

Harwood D.M. and Maruyama T. Middle Eocene to Pleistocene diatom biostratigraphy of Southern ocean sediments from the Kerguelen Plateau, Leg 120 // Wise S.W., Schlich R., et al., Proc. of ODP, Scientific Results. 1992, 120. P.683-733.

Hays L.D. A review of the Late Quaternary climatic history of Antarctic seas // Antarctic glacial history and world paleoenvironments. Balkema, Rotterdam.1978. P.57-71.

Hills L.V. and Bustin R.M. Picea benksii Hills and Ogilvie from Axel Heiberg Island, District of Franklin //Geological Survey of Canada. Paper 76-1B. 1976. P.61-63.

Hills L.V., Klovan J.E. and Sweet A.R. Juglans eocinerea n. sp. Beaufort Formation, (Tertiary), southwestern Banks Island, Arctic Canada // Canadian Journal of Botany. 1974. V.52. P.65-90.

Holmes M.L. and Creager J.S. Holocene history of the Laptev Sea continental shelf // Marine geology and oceanography of the Arctic Seas. Y.Herman (Ed.). New York: Springer-Verlag. 1974. P.211-229.

Hopkins D.M. Sea level history in Beringia during the past 250000 years //Quaternary research. 1973. N 3. P.520-540.

Horner R.A. Arctic sea ice biota // The Arctic seas. Climatology, Oceanography, Geology and Biology. Y.Herman (Ed.). New York: Van Nostrand Reinhold. 1989. P. 123-146.

Homer R.A. and Schrader G.O. Relative contributions of ice algae, phytoplankton and benthic microalgae to primary production in nearshore regions of the Beaufort Sea // Arctic. 1982. 35. P.484-503.

Homer R.A., Syvertsen E.E., Thomas D.P. and Lange C. Proposed terminology and reporting units for sea ice algal assemblages // Polar Biology. 1988. N 8. P.249-53.

Iverson R.L., Whitledge T.I and Goering J.T. Chlorophyll and nitrate fine structure in the south-eastern Bering Sea shelf break front // Nature. 1979. 281. P.664-666.

Kanaya T. and Koizumi I. Interpretation of diatom thanatocoenoses from the North Pacific applied to study of core 20-130 (Studies of a deep-sea core V 20-130, part IV) // Sci. Rep. Tohoku Univ., 2nd der. 1966. V.37. P.89-130.

Kellogg T.B., Duplefcsy J.C. and Shackleton N.J. Planktonic foraminferal and oxygen isotopic stratigraphy and paleoclimatology of Norwegian sea deep-sea cores // Sci. Rep. Tohoku Univ., 2nd der. 1978. V.7. N 1. P.61-73.

Kitchen J.A. and Clark D.L. Late Cretaceous-Paleogene paleogeography and paleocirculation: evidence of north polar upwelling // Palaeogeograph., Palaeoclimatol., Palaeoecol. 1982. V.40. P.135-165.

Knebel H.J., Creager J.S. and Echols R.J. Holocene sedimentary framework East-Central Bering Sea continental shelf // Marine geology and oceanography of the Arctic seas. Y.Herman (Ed.). New York: Springer-Verlag. 1974. P. 157-172.

Коç N., Jansen E. and Haflidason H. Paleoceanographic reconstructions of surface ocean conditions in the Greenland, Island and Norwegian seas through the last 14 ka based on diatoms // Quaternary Science Reviews. 1993. V.12. P.115-140.

Коç Karpuz N. and Jansen E. A high-resolution diatom records of the last deglaciation from the SE Norwegian sea: documentation of repid climatic changes // Paleoceanography. 1992. V.7. N.4. P.499-520.

Коç Karpuz N. and Schrader H. Surface sediment diatom distribution and Holocene paleotemperature variations in the Greenland, Iceland and Norwegian Seas // Paleoceanography. 1990. N 5 (4). P.557-580.

Koizumi I. The late Cenozoic diatoms of Sites 183-192, Leg 19, Deep Sea Drilling Project // Creager J.S., Scholl D.W. et al., Init. Repts. DSDP, 19: Washington (U.S. Govt. Printing Office). 1973. P.805-855.

Koizumi I. Diatom biochronology for Late Cenozoic northwest Pacific // J. Geol. Soc. Japan, 1985. 91(3). P. 195-211.

Koizumi I. Diatom biostratigraphy of the Japan Sea: Leg 127 // Pisciotto K.., Ingle J.C., Jr. von Breymann М., Barron J.A. et al., Proc. ODP, Sci. Results, 127/128 (Pt. 1): College Station, TX (Ocean Drilling Program). 1992. P.249-289.

Koizumi I. and Tanimura Y. Neogene diatom bio stratigraphy of the middle latitude western North Pacific, Deep Sea Drilling Project Leg 86 //Heath G.R., Burckle L.H. (Eds.), Init. Repts. DSDP, 86: Washington (U.S. Govt. Printing Office). 1985. P.269-300.

Lagoe M.B. Neogene paleoclimate of Gulf of Alaska and regional correlations to the Bering sea region // Proceedings International Conference on Arctic Margins. Anchorage, Alaska. Thurston D., Fujita K.. (Eds.). 1992. P.345-350.

Laughton A.S., Berggren W.A. et al., Init. Repts. DSDP, 12: Washington (U.S. Govt. Printing Office). 1972.

Lawver L.A., Muller R.D., Srivastava S.P. and Roest W. The opening of the Arctic Ocean // Geological history of the Polar Oceans: Arctic versus Antarctic. Bleil U., Thiede J. (Eds.). Netherlands: Kluwer Academic Publishers. 1990. P.29-62.

Marincovich L., Brouwers E.M. and Carter L.D. Early Tertiary marine fossils from northern Alaska: implications for Arctic Ocean palaeogeography and faunal evolution // Geology. 1985. V. 13. P.770-773.

Marincovich L., Brouwers E.M., Hopkins D.M. and McKenna M.C. Late Mesozoic and Cenozoic paleogeographic and paleoclimatic history of the Arctic Ocean Basin, based on shallow-water marine faunas and terrestrial vertibrates // The geology of North America, V.L. The Arctic Ocean region. Geol. Soc. Amer. 1990. 23. P.403-426.

Matthews J.V. New information on the flora and age of the Beaufort Formation, Arctic Archipelago and related Tertian' deposits in Alaska // Current Research. Part D. Geol. Surv. of Canada. Paper 89-ID. 1989. P. 105-111.

McManus D.A., Creager J.S. Sea-level data for parts of Bering-Chukchi shelves of Beringia from 19000 to 10000 yr B.P. // Quaternary Research. 1984. 21, N 3. P.317-325.

McManus D.A., Creager J.S., Echols R.J. and Holmes M.L. The Holocene transgression on the arctic flank of Beringia: Chukchi valley to Chukchi estuary of Chukchi Sea // Master P.M., Flemming N.C. (Eds.) Quaternary coastlines and marine archaeology. 1983. P.365-388.

MeNeil D.H. Foraminiferal zonation and biofacies analysis of Cenozoic strata in Beaufort-Mackenzie basin of Arctic Canada // Current Research. Part G. Geol. Surv. of Canada. Paper 89-1G. 1989. P.203-223.

Monjanel A.L. and Baldauf J.G. Miocene to Holocene diatom bio stratigraphy from Baffin Bay and Labrador Sea, Ocean Drilling Program Site 645 and 646 // Srivastava S.P., Arthur М., Clement B., et al., Proc. ODP, Sci. Results, 105: College Station, TX (Ocean Drilling Program), 1989. P.305-322.

Muller R.D. and Spielhagen R.F. Evolution of the Central Tertiary Basin of Spitsbergen: towards a synthesis of sediment and plate tectonic history // Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 1990. 80. P. 153-172.

Olsson J. Radiocarbon dating // Sver. geol. unders. C. 1982. N 794. P.243-252.

Oreshkina T.V. and Radionova E.P. The transition of Pacific Ocean diatom complexes at the middle-late Miocene boundary and the palaeoceanographic implication // Proc. of 10th Diatom Symposium. H.Semola (Ed.). Koelltz Sci. Books Koenicstein. 1990 P.205-212.

Phillips R.L., Grantz A. and Mullen M.W. Preliminary stratigraphy correlations in piston cores from North wind Ridge, Arctic Ocean // U.S. Geological Survey Open-File Report 91-51. 1990.

Polyakova Y.I. Diatoms of the Eurasian Arctic seas and their distribution in surface sediments // Surface-sediment composition and sedimentary processes in the Central Arctic Ocean and along the Eurasian Continental Margin. R. Stein, G.I.Ivanov, M.A.Levitan, K.Frakh (Eds.). Ber. Polarforsch. 1996. N 212. P.315-325.

Poulin M. Ice diatoms: the Arctic // Polar marine diatoms. Medlin L.K., Priddle J. (Eds.): British Antarctic Survey, National Environmental Research Council. 1990. P. 15-18.

Reports on Polar research. Russian-German cooperation: Laptev sea system // Kassen H., Piepenburg D., Thiede J. et al. (Eds.) Ber. Polarforsch. 1995. 176. 387 p.

Sakshaug E. The physiological ecology of polar phytoplankton // Rey L., Alexander V. (Eds.), Proc. of the 6th confi, of the Comite Artique International: Leiden, Netherlands, E.J.Brill. 1989. P.61-89.

Sakshaug E., and Holm-Hansen O. Photoadaptation in Antarctic phytoplankton: variations in growth rate, chemical composition, and P vs I curves // Journal of Plankton Research. 1986. 8. P.459-473.

Salvigsen O., Forman S.L. and Miller G.H. Thermophilous molluscs on Svalbard during the Holocene and their paleoclimatic implications // Polar Research. 1992. N 111. P.l-10.

Sancetta C. Oceanographic and ecologic significance of diatoms in surface sediments of the Bering and Okhotsk Seas // Deep Sea Research. 1981. V.28A, N 8. P.789-817.

Sancetta C. Distribution of diatom species in surface sediments of the Bering and Okhotsk Seas // Micropaleontology. 1982. V.28, N 3. P.221-257.

Sancetta C. Effect of Pleistocene glaciation upon oceanographic characteristics of the North Pacific Ocean and Bering Sea // Deep Sea Research. 30 (8A). 1983. P.851-869.

Sarnthein М., Winn K., Duplessy J.C., and Fontugue M.R. Global variations of surface ocean productivity in Low and Mid Latitudes: Influence on CO2 reservoirs of the Deep Ocean and Atmosphere during the last 21,000 years // Paleoceanography. 1987. 3, 3. P.361-399.

Sarnthein М., Pflaumann U., Ross R., Tiedemann R., and Winn K. Transfer functions to reconstruct ocean palaeoproductivity: a comparison // Sumerhays C., Prell W. (Eds.) Evolution of the upwelling systems from the Miocene to the Present, Geol. Soc. Spec. Pub.: London. 1992. 64. P.411-428.

Schrader H.J. Cenozoic diatoms from the Northeast Pacific Leg 18 // Kulm L.D., Von Huene R. et al. (Eds.), Init. Repts., DSDP, 18: Washington (U.S. Govt. Printing Office). 1973. P.673-797.

Schrader H.J., Bjorklund K.R., Manum S., Martini E., and van Hinte J. Cenozoic biostratigraphy, physical stratigraphy, and paleoceanography in the Norwegian-Greenland Sea, DSDP Leg 38; Paleontological synthesis // Init. Repts., DSDP, 38: Washington (U.S. Govt. Printing Office). 1976. P.1197-1211.

Schrader H.J., and Fenner J. Norwegian diatoms biostratigraphy and taxonomy // Talwani М., Udintsev G. et al., Init. Repts. DSDP, 38: Washington (U.S. Govt. Printing Office). 1976. P.921-1098.

Schrader H., and Koç Karpuz N. Norwegian - Iceland Seas: transfer functions between marine planktic diatoms and surface water temperature // Bleil U., Thiede J. (Eds.) Geological history of the Polar Oceans: Arctic versus Antarctic: Kluwer Academic Publishers. Printed in the Netherlands, 1990. P.337-361.

Smayda T.J. Experimental observations on the influence of temperature, light, and salinity on cell division of the marine diatom Detonula confervaceae (Cleve) Gran // Journal of Phycology. 1969. 5. P. 150-7.

Subba Rao D.V., and Platt T. Primary production of Arctic waters // Polar Biol. 1984. 3. P. 191-201.

Svitoch A.A., Polyakova E.I., and Taldenkova E.E. Beringia at the end of Pleistocene (paleogeographical situations) // The INQUA international symposium on stratigraphy and correlation of Quaternary deposits of the Asian and Pacific regions. Harding J.L. (Ed.) 1991. P.145-158.

Theide J., Clark D.L., and Herman Y. Late Mesozoic and Cenozoic paleoceanography of the northern polar oceans // The Arctic Ocean region. Grantz A., Johnson L., Sweeney (Eds.). Boulder, Colorado, Geological Society of America. The geology of North America. 1990. V.L. P.427-458.

Thiede J., and Eldholm O. Speculation about the paleodepth of the Greenland-Scotland Ridge during late Mesozoic and Cenozoic times // Structure and development of the Greenland-Scotland Ridge. Bott M.N.P., Saxov S., Talwani М., Thiede J. (Eds.). New York: Plenum Press. 1983. P.445-456.

Thiede J., Eldholm O., and Taylor E. Variability of Cenozoic Norwegian-Greenland paleoceanography and Northern hemisphere paleoclimate // Eldholm O., Thiede J., Taylor E. et al., Proc. ODP, Sci. Results, 104, College Station TX (Ocean Drilling Program). 1989. P.1067-1118.

Thiede J., Lisitzin A., Backman J., Brass G., Kristoffersen Y., Lancelot Y., Larsen B., Mayer L., Shakleton N., and Van Hinte J.E. The Arctic Ocean record: key to global change (Initial Science Plan) // Polarforschung. 1991. 61/1. 102 p.

Van Cappellen P., and Qiu L. Biogenic silica dissolution in sediments of the Southern Ocean // Antares I Special Issue of Deep Sea Research. 1995. P.1-16.

Van Wagoner N.A., and Robinson P.T. Petrology and geochemistry of a CESAR bedrock sample: implications for the origin of the Alpha Ridge // Jackson H.R., Muidie P.J., Blasco S. (Eds.) Initial Geological Report on CESAR - The Canadian Expedition on study the Alpha Ridge, Arctic Ocean. Geol. Surv. Canada Paper 84-22. 1985. P.47-57.

Williams K.M. Late Quaternary paleoceanography of the western Baffin Bay region: evidence from fossil diatoms // Can. J. Earth Sci. 1990. V.2. P.1487-1494.

Young F.G., and McNeil D.H. Cenozoic stratigraphy of the Mackenzie Delta, Northwest Territories // Geological Survey of Canada Bulletin. 1984. 336. 63 p.

Zonenshain L.P., and Natapov L.M. Tectonic history of the Arctic region from the Ordovician through the Cenozoic // The Arctic seas. Climatology, Oceanography. Geology, and Biology. Y.Herman (Ed.). New York: Van Nostrand Reinhold. 1989. P.829-862.