Каргинское время - один из самых противоречивых этапов плейстоцена. На материалах Западной и севера Средней Сибири обсуждаются проблемы эволюции климата каргинского времени в разных частях этой территории. Показана связь каргинской ингрессии на севере с изостазией, вызванной дегляциацией второй стадии зырянского (1-го позднеплейстоценового) оледенения. Палеоклиматические события выделены в основном по палеоботаническим материалам. Последовательность и время проявления палеоклиматических событий определены по данным ²³⁰Th/U-, ¹⁴С- и OSL-датирования.

Ключевые слова: каргинское время, палеоклимат, реконструкция растительности, Западная Сибирь и север Средней Сибири.

Каргинское время - один из самых противоречивых этапов плейстоцена. Соответствуя нечетной (межледниковой) морской изотопной стадии (МИС-3), это время отличается уровнем Мирового океана значительно ниже современного и характерного для «типичных» межледниковий. Почти 70 лет, с момента выделения этого этапа в геологической истории плейстоцена Сибири, среди сибирских геологов, изучающих четвертичный период, не прекращается дискуссия о ранге каргинского времени: межледниковое или межстадиальное? Несмотря на то, что уровень Мирового океана в это время был существенно ниже современного, многие исследователи признают развитие трансгрессии на севере Сибири (из слоев этой трансгрессии известны моллюски, датированные ЭПР 53-21 тыс. лет назад, и фораминиферы, датированные AMS 39-31 тыс. лет), другие исследователи аргументированно отрицают развитие этой трансгрессии. На северо-востоке Западной Сибири климат в оптимум этого этапа был, вероятно, теплее и мягче современного, а на юго-западе Западной Сибири, в низовьях Тобола, в пессимум каргинского времени около 32 тыс. лет назад, сплошная многолетняя мерзлота опускалась до 58° с.ш. и т.д. Обсуждению этого этапа геологической истории Сибири посвящается данная статья.

В.Н. Сакс [1948] разделил верхний плейстоцен севера Сибири на четыре яруса (позже - горизонты): казанцевский, зырянский, каргинский и сартанский; первый и третий - межледниковые, второй и четвертый - ледниковые. При этом относительно каргинского яруса он отмечал: «обеднение теплолюбивыми формами, легко объяснимое менее широкой, чем в межледниковую эпоху, связью с Баренцевым и Карским морями... на Новой Земле нет признаков потепления в фауне каргинских террас» [Сакс, 1948, с. 44]. Так возникла проблема палеоклиматического ранга каргинского времени, хотя и тогда и позже В.Н. Сакс называл каргинское время межледниковым. До конца 1950-х гг. стратиграфическая схема В.Н. Сакса успешно развивалась и распространялась по всей Северной Азии. Однако и тогда спор о ранге каргинского времени не затухал.

Первая радиоуглеродная (¹⁴С) дата в Сибири получена в 1954 г. Первые успехи в ¹⁴С-датировании привели к увлечению новым методом и массовому пересмотру существовавшей тогда стратиграфии. Многие слои, считавшиеся казанцевскими (рисс-вюрм, эем, сангамон) и даже среднечетвертичными [Волкова, 1966; Каплянская, Тарноградский, 1974], стали относить к каргинскому горизонту только потому, что для этих отложений были получены конечные ¹⁴С-даты, обычно единичные; хотя положение упомянутых отложений было явно древнее каргинского горизонта и в них находили докаргинские палеоботанические материалы. Так, опорный разрез Горная Суббота (рисунок) перевели из казанцевского в каргинский горизонт, несмотря на явно докаргинскую флору. Понадобилось почти 20 лет дискуссий, получение палеомагнитных и термолюминесцентных доказательств казанцевского возраста данного разреза, чтобы вернуть его на прежнее место в стратиграфии, а конечные ¹⁴С-даты из него поступали еще и в середине 1980-х гг. [Архипов, Волкова, 1994; Гуртовая, Кривоногов, 1988]. Примеров много, и уже в 1960-е гг. начались ревизии ¹⁴С-дат [Зубаков, 1974; Кинд, 1974]. Однако большинство ¹⁴С-дат были признаны валидными, и на их основе Н.В. Кинд [1974] выделила в каргинское время три потепления и разделяющие их два похолодания: раннее потепление (50-45 тыс. л. н.), раннее похолодание (45-43), малохетское потепление (43-33), конощельское похолодание (33-30) - самое глубокое, липовско-новоселовское потепление (30-22 тыс. л.н.) - самое незначительное, а отложения, соответствующие этим потеплениям и похолоданиям, получили статус подгоризонтов. Тогда же в разных частях Северной Азии выделяются в той же последовательности по пять подгоризонтов, но с другими названиями. И тогда же выясняется, что стратотип горизонта на Каргинском мысу древнее каргинского времени. Стратотип горизонта делают ареалогическим, состоящим из стратотипов подгоризонтов. Нижним двум подгоризонтам в Западной Сибири дали название шурышкарский и кирьясский. После этого названия подгоризонтов в Западной Сибири (и не только) неоднократно менялись, менялась («уточнялась») их продолжительность в пределах 50-22 тыс. л.н. [Архипов и др., 1977; Архипов, 1997; Волкова, 2001; Волкова и др., 2003]. Многочисленные стратиграфические совещания, проведенные за более чем 60 лет, оставили после себя в научной литературе много разных стратиграфических названий, часто для одних и тех же слоев. Поэтому мы во избежание путаницы используем ниже (где это возможно) всем понятные названия, предложенные В.Н. Саксом [1948, 1953].

Обострились дискуссии и о ранге каргинского времени. Одни считали его, как прежде, межледниковьем [Волкова и др., 2005; Кинд, 1974; Лаухин, 1986; Лаухин и др., 2006б; Левчук, 1984; Pushkar, Cherepanova, 2011], другие - межстадиалом [Астахов, 2006; Васильчук, 1992; Фотиев, 1978]. Первые доказывают, что в оптимум каргинского времени климат был подобен современному или мягче. Вторые рассматривают это время как один из межстадиалов в едином зырянско-сартанском криохроне. Были попытки показать, что межледниковый характер каргинское время имеет на востоке, юго-востоке Западной Сибири и восточнее, а на западе, юго-западе и западнее - межстадиальный [Лаухин, 1982]. Опубликована карта, где показаны обе зоны и переход между ними [Laukhin, Drozdov, 1991]. Позже оказалось, что картина значительно сложнее.

Параллельно делаются удачные попытки сопоставить горизонты плейстоцена Западной Сибири со шкалой морских изотопных стадий (МИС). К середине 1990-х гг. проблема была решена окончательно и каргинский горизонт был сопоставлен с МИС-3 [Архипов, 1997; Борисов, 2010; Волкова и др., 2003; Постановления..., 2008; Bassinot et al., 1994] - со стадией нечетной, т.е. межледниковой. Но еще в 1969 г. Н. Шеклтон [Shackleton, 1969] предложил часть МИС-5, МИС-4, МИС-3 и МИС-2 относить к одному (вислинскому, валдайскому, вюрмскому, висконсинскому) оледенению. Тогда каргинское время становится межстадиальным, и число сторонников этого мнения с тех пор только увеличивалось. Сопоставление каргинского времени с МИС-3 не способствовало окончательному установлению его палеоклиматического ранга.

Применение в Западной Сибири ²³⁰Тh/U-датирования в начале XXI в. показало, что стратотипы четырех из пяти каргинских подгоризонтов имеют казанцевский возраст [Арсланов и др., 2004, 2007; Астахов и др., 2005; Лаухин, 2008; Максимов, 2008]. Теперь не только ревизия возраста конкретных слоев, но и пересмотр стратиграфии всего каргинского горизонта стал необходим. То, что строилось более 60 лет, перестроить за несколько лет невозможно, но некоторые пути для этого намечаются [Астахов, 2006; Астахов, Мангеруд, 2005б; Лаухин, 2009]. Однако данная проблема выходит за рамки статьи. Наша задача - реконструкции природной среды и палеоклиматических событий, определение их масштабов и времени проявления. Наибольшее количество дискуссионных вопросов по «каргинской проблеме» (термин В.И. Астахова, [2006]) связано с Западной Сибирью. Поэтому в статье этой части Сибири уделено больше места, чем другим регионам северной окраины Азии.

Некоторые особенности методики исследования

Одним из важнейших элементов природной среды является климат. Особенно это относится к каргинскому времени, когда (и позже) неотектонические движения (иногда значительные) имели все-таки локальное значение и рельеф северной окраины Азии в основном сформировался. Циркуляция воздушных масс не отличалась от современной так резко, как во время МИС-2. Трансгрессивно-регрессивные события также были невелики по сравнению с колебаниями уровня Мирового океана в предшествовавшую и последующую морские изотопные стадии. Поэтому основное внимание ниже уделено эволюции палеоклимата, который в заметной степени влиял на другие абиотические и в огромной степени - на биотические события природной среды каргинского времени.

Существует много методов реконструкции палеоклимата: геохимические, изотопные, литолого-фациальные, палеонтологические и др. [Методы..., 1985, 1999, 2010]. Для континентальных отложений особенно большое значение имеют палеоботанические методы, так как растительность наиболее чувствительна к изменениям климата. Среди них особую важность имеет палинологический метод, так как пыльца и споры сравнительно хорошо сохраняются в ископаемом состоянии и зачастую их содержание в отложениях достаточно для получения палеоклиматической информации. Палинологический метод хорошо разработан, и здесь нет необходимости для его обсуждения. Вторая половина верхнего плейстоцена, особенно каргинские и сартанские отложения, весьма детально изучены палинологически, особенно на западе, востоке Северной Азии, а в последнее время и вдоль северной ее окраины. Выявлены и детально изучены по результатам палинологического метода многочисленные палеоклиматические события. Однако часто бывает недостаточно только выявить и изучить палеоклиматическое событие, важно определить время его проявления и место его в последовательности палеоклиматических событий. Для второй половины позднего плейстоцена возможности для этого представляют почти исключительно изотопные методы, особенно ¹⁴С-датирование. Недавно опубликована сводка по последним данным палеоботаники (макрофлора и палинология) для «теплых» этапов позднего плейстоцена бореальной зоны Западной Сибири [Laukhin, 2011]. В ней основное внимание уделено казанцевскому времени, поэтому ниже мы ссылаемся на более ранние работы, где палеоботанические материалы для каргинского времени приведены подробнее и регионально шире. Впрочем, в каргинских слоях макрофлоры сравнительно мало, и реконструкции природных (в основном палеоклиматических) условий делались главным образом по палинологическим данным.

Как сказано выше, большое увлечение ¹⁴С-датированием уже в 1960-е гг. привело к началу ревизий ¹⁴С-дат, особенно в Западной Сибири [Зубаков, 1974; Кинд, 1974]. Даже такой яркий сторонник стратиграфии, основанной на ¹⁴С-датах, как С.А. Архипов, ставит под сомнение валидность ряда дат 1970-х гг. [Архипов и др., 1980]. Позже он назвал их псевдоконечными [Архипов, 1997]. Эти ревизии продолжаются до сих пор [Арсланов и др., 2009; Астахов, 2006; Астахов и др., 2005; Гуртовая, Кривоногов, 1988; Каплина, 2011; Лаухин и др. 2006а; Шер, Плахт, 1988; Laukhin, 2011; Lozkhin, Andersen, 2011; Sher, 1991; Sher et al., 2005]. Однако, отвергая одни ¹⁴С-даты, названные авторы принимают другие ¹⁴С-даты, и не только полученные в XXI в., но и более ранние, в том числе и 1960-1970-х гг.; особенно, если эти даты моложе 30 тыс. л.н. и если они не противоречат геологическим данным и имеют независимый контроль в виде ²³⁰Тh/U-дат, массовых OSL-дат и т.п.

Однако частые ревизии ¹⁴С-дат вызывают беспокойство у многих исследователей. Имеется тенденция объяснять ¹⁴С-даты, которые оказались невалидными, некачественной работой лабораторий, которые их получили. В СССР было больше 50 радиоуглеродных лабораторий. Не исключено, что некоторые из них работали недостаточно качественно. Однако причина большого количества ошибочных (сильно омоложенных) дат, как нам кажется, имеет более общий, методический характер. Прежде всего, в 1960-1970-е гг., вероятно, и позже, методика получения ¹⁴С-дат древнее 30-35 тыс. л.н. была еще недостаточно совершенной. Совершенствование методики привело к тому, что в Санкт-Петербургском университете достигли возможности получать ¹⁴С-даты до 50-55 тыс. л.н. [Арсланов и др., 2007]. Остальные же лаборатории (за последние 20-25 лет их остались единицы) настолько перегружены, что им не до совершенствования методики. Вместе с тем необходимость в новых методических разработках стала весьма актуальной, так как и более «молодые» даты, полученные усовершенствованным методом [Арсланов и др., 2007], все-таки отличаются от полученных в 1970-е гг. (и позже?). Яркий пример тому - пневый горизонт в опорном разрезе Липовка. Для пней этого горизонта в ведущих тогда (как и сейчас) трех ¹⁴С-лабораториях получены одинаковые, в пределах стандартной погрешности, даты: 30700±300 (ГИН-12), 30560±240 (ЛГ-37) и 30230+1425 (СОАН-40) лет. Для пней этого горизонта уже усовершенствованным методом в одной лаборатории снова получены три даты [Арсланов и др., 2009]: 32520±230 (ЛГ-6029), 32640±380 (ЛГ-6026) и 32770±240 (ЛГ-6027) лет. Удивительно не то, что даты разных пней из одного горизонта оказались практически одинаковыми, удивительно то, что они все практически точно на 2000 лет древнее дат, полученных почти полвека назад в трех разных лабораториях.

После многочисленных ревизий ¹⁴С-дат и мы тоже свои построения базируем на ¹⁴С-датах. Причин для этого несколько: многие ¹⁴С-даты 1970-1980-х гг., несмотря на ревизии, сомнениям не подвергаются; на смену единичных ¹⁴С-дат 1970-1980 гг. в 1990-е гг. и в XXI в. пришли большие (более 10-20) серии дат для одного разреза; в 1990-е гг. и в XXI в. ¹⁴С-датирование было усовершенствовано [Арсланов и др., 2007]; в конце 1990-х гг. и в XXI в. на севере Азии широко применяется ¹⁴С-датирование методом AMS; часто ¹⁴С (особенно АМS)-датирование сопровождается серийным OSL-датированием, при всем несовершенстве последнего оно служит независимым контролем для ¹⁴С-дат; появились первые совместные даты по ²³⁰Th/U и по ¹⁴С из одного образца, полученные даты имеют весьма большую сходимость (правда, эти ¹⁴С-даты все получены в XXI в.). И все-таки главное: более детального и более массового датирования, чем радиоуглеродное, для данного отрезка геологического времени пока не существует. Кроме того, в результате всех ревизий невалидными оказались даты в основном древнее 30 тыс. лет, более молодые даты после повторных проверок, в том числе и усовершенствованным методом, изменились не принципиально [Лаухин и др., 2006в].

И наконец, надо отметить, что ¹⁴С-датирование дает радиоуглеродный, a OSL и ²³⁰Тh/U-датирование - абсолютный возраст. Для перевода радиоуглеродного возраста в абсолютный необходима калибровка ¹⁴С-дат, и в последние годы в литературе появились калиброванные ¹⁴С-даты, в частности для Западной Сибири. Процесс калибровки ¹⁴С-дат не требует большого труда и затрат времени. Однако тысячи ¹⁴С-дат, приведенных во множестве публикаций, посвященных позднему плейстоцену Северной Азии, показывают радиоуглеродный, а не абсолютный возраст. Поэтому для удобства сопоставлений в данной статье приведены некалиброванные радиоуглеродные даты. Абсолютные же даты, полученные ²³⁰Th/U- и OSL-методами, имеют такие широкие доверительные интервалы, что для сравнения с ними калибровка ¹⁴С-дат значения не имеет.

²³⁰Th/U-датирование давно и широко применяется при изучении морских отложений [Вагнер, 2006]. Для континентальных отложений оно используется гораздо реже. Нами применена методика ²³⁰Тh/U-датирования по погребенным торфяникам, используемая в Сибири недавно - менее 10 лет. Подробное ее обсуждение здесь не приводится, так как она недавно опубликована [Кузнецов, 2008; Максимов, 2008; Geyh, 2001] и для датирования именно каргинских отложений (и палеоклиматических событий) в Северной Азии пока не применялась.

Западная Сибирь и север Средней Сибири

В Западной Сибири довольно много разрезов, которые вскрывают слои, содержащие палиноспектры растительности, близкой современной или более теплолюбивой, и по разным, часто косвенным причинам отнесенных к каргинском горизонту [Архипов и др., 1977; Волкова, 1977; Волкова и др., 2003; Лаухин, 1986]. В большинстве случаев формирование этих слоев в условиях климата более мягкого, чем современный, сомнений не вызывает. Однако датирование этих слоев и соответственно возраст отраженных в них палеоклиматических событий не бесспорны. Обсуждение таких разрезов и слоев в них, относимых к каргинскому горизонту, хотя и очень перспективно, но невозможно в ограниченных рамках статьи. Разрезов же, у которых возраст каргинских (или уверенно считавшихся такими) слоев, поддержанный несколькими ¹⁴С-датами, сомнений не вызывал, единицы. Прежде всего это принятые на данный момент страотипы [Унифицированная..., 2000, 2010] шурышкарского, золотомысского, кирьясского подгоризонтов и некоторые опорные разрезы, расположенные в бореальной зоне Западной Сибири. На их обсуждении и остановимся.

Обнажение Кирьяс находится на левом берегу Оби в ее среднем течении: 60°51' с.ш. и 75°45' в.д. (рисунок). Разрез, вскрытый этим обнажением, неоднократно опубликован [Архипов и др., 1980; Лаухин и др., 2006в; Лаухин, Фирсов, 2008], и приводить его нет необходимости. Отметим лишь, что под покровными суглинками (до 4-5 м) залегают переслаивающиеся суглинки часто торфянистые, которые подстилаются переслаиванием песков и суглинков. Средняя пачка оторфованных суглинков примерно посередине разделена «белесыми алевритами» (около 1 м), выше и ниже которых в суглинках залегают линзы торфа [Архипов и др., 1980]. В 1970-х гг. из отложений, залегающих выше «белесых алевритов», получены ¹⁴С-даты 27,5-36,3 тыс. л.н. выше и 38,7-44,7 тыс. л.н. из отложений, находящихся ниже этих алевритов. Вся пачка является стратотипом кирьясского подгоризонта. Повторное ¹⁴С-датирование по усовершенствованной методике [Арсланов и др., 2007] для «верхних» торфяников показало даты 27,8-46,3 тыс. л.н., а для «нижних» - более 60 тыс. л.н. (ЛУ-5119) и ²³⁰Th/U-дату около 104-105 тыс. л.н. [Лаухин и др., 2006а; Лаухин, Фирсов, 2008]. Таким образом, пачка суглинков между покровными отложениями и «белесыми алевритами» охватывает, с учетом доверительного интервала, практически все каргинское время от нижнего до верхнего потепления, в понимании Н.В. Кинд [1974] и B.C. Волковой и др. [2003], включительно и охарактеризована четырьмя палинокомплексами [Лаухин и др., 2006в]. Соответственно почти половина разреза (ниже «белесых алевритов») с отраженными в нем палеоклиматическими событиями оказывается более древней, относящейся к времени МИС-5 и МИС-4 [Лаухин, Фирсов, 2008].

Разрез Кирьяс находится в настоящее время в подзоне средней тайги. Палинокомплекс 1 (ПК-1) отражает развитие здесь 46350±1590 (ЛУ-5109) лет назад лиственничного лесотундрового редколесья. Среди берез доминировали кустарничковый и кустарниковый виды. Почти все виды макрофлоры относятся к холодостойким растениям. ПК-2 охватывает большую часть каргинского времени и характеризует пять фаз развития растительности: тундра - небольшое расширение северотаежных редколесий с елью - ерниковая тундра - небольшое расширение редколесий - тундра. По положению в разрезе ПК-2 соответствует сначала раннему похолоданию, а затем среднему потеплению каргинского времени с двумя «пиками» незначительного потепления с похолоданием в середине того этапа [Лаухин, Фирсов, 2008, рис. 3]. ПК-3 отражает сначала расширение ерников, а затем - травянистой тундры с холодным и сухим климатом около 31800±290 (ЛУ-5115) лет назад. ПК-4 отражает распространение разнотравно-злаковых лугов и лиственничного редколесья по долинам - небольшое потепление около 27800±210 (ЛУ-5095) лет назад.

Таким образом, между 48 и 27 тыс. л.н. в разрезе Кирьяс, по палинологическим данным, намечаются три потепления, когда смешение растительных зон к югу достигало 300-600 км, и два похолодания, когда в Сургутском Приобье были распространены травянистые и ерниковые тундры. При этом смещение растительных зон к югу достигало 800 км. Ранее опубликованные данные [Архипов и др., 1976а, Левина, 1979] тоже не обнаруживают следов климата, близкого современному, но показывают климат постоянно более холодный. И если в настоящее время на Западно-Сибирской равнине южная граница сплошной многолетней мерзлоты приблизительно совпадает с современной границей тундры и лесотундры [Brown et al., 1997], то во время похолоданий каргинского времени она могла проникать существенно южнее Сургутского Приобья. Прямые доказательства этого находим южнее 58° с.ш. в разрезе Липовка в низовьях Тобола.

Опорный разрез Липовка, 57°55' с.ш. и 67°37' в.д. (рисунок), известен уже более 70 лет [Бер, 1938; Волкова, 1966; Зубаков, 1972; Каплянская, Тарноградский, 1974; Кинд, 1974; Кривоногов, 1988]. Здесь детально изучено «верхнее» похолодание каргинского времени. К этому времени относятся погребенная почва "с" и приуроченный к ней пневый горизонт. Пни имеют девять ¹⁴С-дат, полученных как в 1970-е гг., так и позже. Последние даты около 32,6 тыс. л.н. (ЛУ-6026-6028) получены усовершенствованным методом [Арсланов и др., 2009]. Почва "с" тундровая, глеевая, оподзоленная. Сейчас такие почвы развиты, в частности, на юге тундры и в лесотундре. Споры и пыльцу из отложений этого разреза изучали И.А. Стрижова, Е.В. Юдина, И.Н. Голуб, B.C. Волкова [Волкова, 1966; Каплянская, Тарноградский, 1974] и Л.А. Савельева [Арсланов и др., 2009]. Согласно Л.А. Савельевой, слои, подстилающие почву "с", сама почва "с" и перекрывающие ее слои формировались в условиях соответственно лесотундры, северной тайги и северной окраины северной тайги. Предшественницы Л.А. Савельевой интерпретировали палиноспектры почвы "с" как лесотундровые и переходные от северной тайги к лесотундре. В настоящее время разрез находится на юге южной тайги в липовой роще, а граница северной тайги и лесотундры располагается на 900-1000 км севернее Липовки. О высоком залегании многолетней мерзлоты во время позднего похолодания каргинского времени здесь свидетельствуют горизонтальное и близкое к поверхности почвы залегание корней лиственниц пневого горизонта, а также признаки угнетенности у наземных и пресноводных моллюсков из почвы "с" [Каплянская, Тарноградский, 1974]. Островная многолетняя мерзлота в то время могла достигать широты предгорий Алтая.

В более ранних работах один из авторов этой статьи [Лаухин и др., 2006в] связывал «холодные» условия каргинского времени в бореальной зоне Западной Сибири с влиянием мертвых льдов зырянского оледенения. Несмотря на то что «мощные, но малоактивные ледники севера Сибири... не отступали фронтально... переходили в стадию стагнации с последующей ареальной дегляциадией... замедленн(ая) дегляциаци(я) с сохранением в Арктике реликтовых глетчерных льдов» [Астахов, 2007; Henriksen et al., 2003], площадь развития мертвых льдов на севере Западной Сибири и влияние их на палеоклиматы более южных районов бореальной зоны Западно-Сибирской равнины, вероятно, были слишком переоценены.

В Карском море Й.И. Свендсен и В.И. Астахов [Svendsen et al., 2004] проводят южную границу распространения второй стадии зырянского покровного оледенения (60-50 тыс. л. н.) вдали от современного берега Карского моря, т.е. мертвые льды этой стадии в каргинское время не могли оказаться на современной суше севера Западной Сибири. Мертвые льды в Байдарацкой губе (мыс Шпиндлера), на юге Ямала (около Марре-Сале, на р. Йоркуту), на Гыдане (Юрибей, Неросовей), на Енисее Ледяная гора и т.д. могли остаться только от покрова ранней (90-80 тыс. л.н., согласно [Svendsen et al., 2004]) стадии зырянского оледенения (если часть этих льдов не являются более молодыми пластовыми), южная граница покровных льдов которого проходила в районе Полярного круга [Астахов, 2009; Astakhov, 2011]. Эти мертвые льды пережили внутризырянский межстадиал, потом - больше половины каргинского времени. Вряд ли во второе каргинское похолодание они могли влиять на региональный климат больше, чем в первой половине каргинского времени. Очевидно, что причины интенсивности последнего каргинского похолодания были не региональные и тем более не местные.

И все же были ли в Западной Сибири «теплые» этапы каргинского времени, в климатическом отношении сопоставимые с современным климатом? Ограничимся двумя примерами. На р. Ануй (северо-запад Горного Алтая) даже в последнее потепление каргинского времени (27-24 тыс. л.н.) произрастали вяз, дуб, клен и другие [Деревянко и др., 1993] экзоты, в настоящее время неизвестные в Западной Сибири. На левобережье Енисея степи в каргинское время распространялись на 100-150 км севернее, чем сейчас [Лаухин, 1986]. Другие примеры можно найти в [Лаухин, 2005а]. Но вернёмся к бореальной зоне Западной Сибири.

Севернее Кирьяса, в нижнем течении Оби, 64°52' с.ш. и 65°33' в.д., располагается стратотип золотомысского подгоризонта - обнажение Золотой Мыс (рисунок). Разрез его детально изучен и опубликован [Архипов и др., 1976а,б, 1977; Лаухин и др., 2006в; Laukhin, 2011]. На высоте 7-10 м над урезом Оби залегает погребенный торфяник, который подстилают и перекрывают пески, алевриты, суглинки - слои стратотипа с богатой макрофлорой. Выше залегает маловалунная лохподгорская морена, отнесенная С.А. Архиповым и др. [1977] к конощельскому (последнему) похолоданию каргинского времени. Венчают разрез аллювий III надпойменной террасы Оби и эоловые пески.

В торфянике из аллювия получена в 1970-е гг. ¹⁴С-дата 29,5 тыс. л.н. Из торфяника стратотипа тогда же получены три ¹⁴С-даты 39,1-40,8 тыс. л.н. [Архипов и др., 1977]. Одному из авторов статьи удалось изучить этот разрез [Лаухин и др., 2006а] и особенно детально аллювий III террасы, для которого получено восемь 14С-дат 35-48,9 тыс. л.н. (ЛУ-5096-5112). Подробный анализ макрофлоры стратотипа [Лаухин, 2005б] показал, что флора и вмещающие ее слои относятся ко времени МИС-5. Весь интервал каргинского времени оказался в аллювии III террасы. Для отложений, залегающих выше интервала с датой около 35 тыс. л.н., сделан палинологический анализ.

Изучены пойменные, старичные с погребенным торфяником и русловые фации. Выделено шесть ПК. ПК-1 из руслового алеврита отражает распространение кедрово-лиственничных лесов с елью и березой, с участием представителей тундровой растительности. ПК-2 из низов старичного торфяника характерен для кедрово-лиственничных лесов с елью, пихтой и березой - северная тайга. В ПК-3 из середины торфяника увеличивается роль трав и кустарничков, что свидетельствует о преобладании разнотравно-злаковых лугов с марево-полынными группировками. Лиственничные редколесья с участием берез, ели и кедровой сосны сохранялись в долинах [Laukhin, 2011]. ПК-4 из верха торфяника характеризует северную тайгу. ПК-5 из низа пойменных суглинков отражает расширение открытых пространств с разнотравно-злаковыми ассоциациями, ксерофитами и тундровым разнотравьем. Площади лиственничных лесов сократились. ПК-6 из верха пойменных суглинков формировался во время некоторого потепления и связанного с ним распространения березово-лиственничного редколесья.

Таким образом, изученные здесь палинокомплексы характеризуют три потепления, когда в районе Золотого Мыса господствовала северная тайга, разделенные двумя похолоданиями, во время которых там распространялась лесотундра. В настоящее время обнажение находится в северной тайге в 100-130 км южнее границы с лесотундрой. Полученные нами палиноспектры близки опубликованным ранее [Архипов и др., 1976а,б, 1977], но тогда верхние 7 м разреза изучались по очень редким образцам. В целом колебания климата и смещения растительных зон на 65° с.ш. (Золотой Мыс) в течение каргинского времени были значительно менее контрастными, чем на широте 61° с.ш (Кирьяс). Во время потеплений каргинского времени климат и растительность в районе Золотого Мыса были близки современным [Лаухин и др., 2006в]. Возможно, это связано с проникновением в Обскую губу сравнительно теплой [Волкова, 2001; Волкова и др., 2003] каргинской ингрессии, влияние которой не проявилось в более южных районах. Еще на 2-3° севернее каргинский горизонт сложен отложениями морской трансгрессии.

МИС-3 нечетная, межледниковая, следовательно, трансгрессивная стадия. Вместе с тем в оптимум каргинского времени уровень Мирового океана был, по разным оценкам, на 40-50 м ниже современного [Павлидис и др., 1998; Lozhkin, Andersen, 2011]. Однако на севере Западной Сибири уже больше 70 лет развитие в позднем плейстоцене послеказанцевской трансгрессии у большинства исследователей особых сомнений не вызывает. Развитие этой трансгрессии может быть связано с расположением ледникового покрова второй стадии (60-50 тыс. л.н.) зырянского оледенения. На юге Карского моря, по данным Й.И. Свендсена, В.И. Астахова и др. [Svendsen et al., 2004, p. 1281], недостаточно данных для проведения южной границы ледникового покрова, возраст которого 60-50 тыс. л. н. Имеются два варианта этой границы: максимальный - вдоль северного берега от Амдермы до Диксона и минимальный - вдоль Новоземельской впадины. Хотя южная граница ранней (90-80 тыс. л.н.) стадии зырянского ледникового покрова проходила на 700-900 км южнее, чем граница поздней (60-50 тыс. л.н.) стадии [Астахов, 2009; Astakhov, 2011], объем льда последней был значительно больше [Svendsen et al., 2004]. Полевые наблюдения показали [Svendsen et al., 2004], что к реальной ситуации ближе «модель-максимум», полученная [Sigert et al., 2001] в результате математического моделирования. Согласно этой модели, 60 тыс. л.н. мощность Баренцево-Карского ледникового покрова была 1250 м. Однако граница таких мощностей льда кончалась на Новой Земле. Собственно в Карском море мощность льда достигала 750 м. Следовательно, изостатическое прогибание у берегов Новой Земли могло составлять 250-300 м, а во время изостатического поднятия там в каргинское время компенсационные опускания могли достигать 100 м в полосе, параллельной современному берегу приблизительно в 100-200 км к северу от него. Такая глубина прогибания вполне соответствует переуглублению (морскому заливу) глубиной 80 м в Енисейском заливе (рисунок). Этот вывод вряд ли изменится при обоих вариантах проведения южной границы ледникового покрова, так как в обоих вариантах основная масса льда не меняла своего положения, а край ледника с мощностью покрова до 250 м [Sigert et al., 2001], который не доходил до современного берега и в первом варианте проведения границы ледникового покрова, вряд ли мог повлиять на изостазию. Восточнее устья Хатанги морские слои каргинского времени на современном северном побережье Азии неизвестны, так как покровное оледенение 60-50 тыс. л. н. восточнее Таймыра не распространялось [Svendsen et al., 2004]. Проникновение моря в то время южнее современного побережья в более восточных районах было возможно только в местах локальных новейших опусканий, например на севере Чукотского п-ова [Laukhin, Drozdov, 2010].

Трудно сказать, как долго длилась изостатическая трансгрессия в каргинское время. Однако изостатическое прогибание вдоль скандинавского центра последнего (20 тыс. л.н.) оледенения длится около 10 тыс. лет и еще не завершилось; а поскольку дегляциация Карского ледникового покрова в Сибири происходила медленнее, чем Скандинавского в Европе [Астахов, 2007], можно предположить, что мелководная трансгрессия в современной акватории Карского моря (50 тыс. л.н. на месте акватории уже могла распространиться суша) и еще более мелководная (в основном 15 м (рисунок)) ингрессия по долинам в глубь Западной Сибири, возможно, охватывала больше половины каргинского времени, сменяясь к югу от современного берега моря между Обью и Енисеем кратковременным(и) осушением(ями). Концепция, изложенная выше, видимо не бесспорная, но она тем не менее позволяет объяснить наличие морских отложений и фораминифер с ¹⁴С-датами каргинского возраста между Байдарацкой губой и восточной частью Таймыра. Моллюски, датированные по ЭПР от 53,3 до 21,6 тыс. л.н. в Кёльнском университете и от 40 до 28,4 тыс. л.н. в Таллинском университете, собранные от Таймыра до Ямала [Волкова и др., 2003], и фораминиферы, датированные по AMS 39-31 тыс. л.н. с Таймыра [Гуськов и др., 2008], свидетельствуют о довольно широком распространении морских отложений на севере Западной и Средней Сибири.

Морские слои послеказанцевской трансгрессии известны давно и долгое время отличались от казанцевских по составу моллюсков. Позже выяснилось, что значительных различий в малакофауне этих двух трансгрессий нет [Астахов, 2009; Троицкий, 1966], и основным инструментом для разделения морских трансгрессий стали фораминиферы [Волкова, 2001, Волкова и др., 2003; Гудина, 1966, 1976; Левчук, 1984]. В комплексах казанцевских и каргинских фораминифер общих видов и подвидов 47, присущих только казанцевской трансгрессии - 26, а только каргинской - 38 [Левчук, 1984]. Различие существенное. В обоих комплексах преобладают (56 и 55%) тепловодные, бореальные и арктобореальные формы, но в казанцевском комплексе присутствует только один бореально-лузитанский вид, а в каргинском - бореально-лузитанские и лузитанские формы [Левчук, 1984]. Поэтому B.C. Волкова и др. [2003, с. 117] пишут: «все комплексы фораминифер из средневюрмских отложений характеризуют условия межледниковья, в оптимум которого моря Европейского Севера и Сибири были почти такими же теплыми, как в казанцевское (рисс-вюрмское) время... современные аналоги самой тепловодной каргинской... ассоциации известны в юго-западной части Баренцева моря..., где придонные температуры не бывают ниже +5° С». Подтверждением именно каргинского возраста одноименного комплекса фораминифер служили ¹⁴С-даты 1970-х гг. на Таймыре и Северо-Сибирской низменности. Дат было 200 [Антропоген..., 1982], в том числе 90 из отложений, которые тогда считались каргинскими; впрочем, из «морских каргинских» слоев - только 19. После ревизии этих дат [Астахов, 2009; Астахов, Мангеруд, 2005а,б] часть датированных слоев оказалась древнее. Потом выяснилось, что из действительно морских отложений тогда получено только две даты, да и те по «явно переотложенной» древесине и раковинам, автохтонный характер которых вызывает сомнения [Гуськов, 2009, с. 45]. И тем не менее от низовий Оби до Хатанги изучены сотни местонахождений фораминифер, которые позволяют судить не только об изменении температур, но и о глубинах ингрессировавшего моря (рисунок), и о характере солености [Гуськов, 2009; Левчук, 1984; Gusskov, Levchuk, 1999]. Недавно [Гуськов и др., 2008] для Таймыра (рисунок) получены ¹⁴С-даты (AMS) непосредственно по раковинам фораминифер: для бореальной ассоциации 39 тыс. л.н., а для арктобореальной - 31 тыс. л.н., что служит прямым доказательством каргинского климата в зоне морских ингрессий более теплого, чем современный.

С глубоким сомнением В.И. Астахов [2009, с. 15] пишет: «по микрофаунистическим данным каргинская трансгрессия была самой теплой за весь плейстоцен». А так ли уж это невозможно? Специалисты, изучающие континентальный верхний плейстоцен Северной Азии, как будто никогда не сомневались в том, что казанцевское (микулинское, эемское, сангамонское) время было более теплым, чем время, соответствующее МИС-3. Не потому ли утверждение, что каргинская трансгрессия оказалась самой теплой в позднем плейстоцене, кажется нереальным? А между тем на поднятии Менделеева около перехода его к азиатскому шельфу на меридиане о. Врангеля среди океанических остракод доминируют атлантические виды. Они формируют два пика, характерные для климатического оптимума, соответствующие МИС-1 и МИС-3 [Басов и др., 2011], а не МИС-5. Очевидно, что предположение о возможности распространения в МИС-3 более тепловодной микрофауны не только в Северном Ледовитом океане, но и на азиатском шельфе может оказаться не таким уж удивительным. При условии, конечно, что отнесение тепловодных остракод к МИС-3 валидно и после возможной ревизии они не окажутся более древними (например, МИС-5). Во всяком случае «слишком тепловодные» каргинские фораминиферы и особенно их отнесение к МИС-3 (а не к МИС-5) достойно пристального внимания и изучения. Однако вернемся «на сушу», т.е. в континентальную часть Северной Азии, где более холодный климат каргинского времени в сравнении с казанцевским сомнений не вызывает.

На юге Таймыра у оз. Лабаз (рисунок) около 12° с.ш. в настоящее время проходит граница южной и типичной тундры. Здесь же находится северная граница распространения деревьев, а в 60-70 км южнее располагается граница южной тундры и северной тайги в каргинское время. По палинологическим данным [Andreev et al., 2002] выделены потепления и похолодания, когда температура и сумма осадков соответственно были выше современных: 50-44 тыс. л.н. - на 2,5-3°С и 75-100 мм; 44-42 тыс. л. н. - на 0,5°С и 25 мм; 38,9-33 тыс. л.н. - на 1,5°С и 50-75 мм; 33-30 тыс. л.н. - на 1°С и 25 мм; около 30 тыс. л.н. - на 2°С и 100 мм; около 29-28 тыс. л.н. климат стал близок современному; около 27-26 тыс. л.н. температуры июля были на 6°С выше современных. Реконструкции сделаны информационно-статистическим методом В.А. Климанова [Климанов, 1976; Klimanov, 1984], который в безлесной территории может обеспечить несколько завышенные показатели. Но в любом случае, в течение каргинского времени здесь установлены этапы с климатом более теплым и более мягким, чем современный. Оптимум приходится на раннее потепление. Даже последнее, самое суровое, похолодание каргинского времени у оз. Лабаз имело климат мягче современного, а в последнее потепление температура на 1-2°С и сумма осадков на 50-100 мм были выше современных. Реконструируется лиственничная тайга в разное время от сомкнутой до разреженной и с разной примесью Alnus fruticosa и Betula nana [Andreev et al., 2002]. Для датирования слоев использовано 56 ¹⁴С-дат (в том числе AMS), но только 8 из их попадают в интервал каргинского времени. На оз. Левинсон-Лессинга и мысе Саблер около 74°30' с.ш. (рисунок) каргинские слои датированы детальнее [Andreev et al., 2003]: 17 (35,2-24,6 тыс. л.н.) из 72 полученных в ходе этих работ ¹⁴С-дат (в том числе AMS). Разрезы находятся на севере типичной (близ ее границы с арктической) тундры, где современная годовая температура - 15°С, а сумма осадков 250 мм, немного (на 0°40') южнее берега каргинского моря [Гуськов и др., 2008]. Реконструкция палеоклимата произведена для интервала 30-20 тыс. л.н. В конце последнего похолодания каргинского времени среднегодовая температура была на 2-5°С (зимой намного больше), а сумма осадков на 50-100 мм ниже современных; тогда как 27 тыс. л.н. (последнее потепление) температуры и сумма осадков превышали современные [Andreev et al., 2003]. Следует напомнить, что в разрезе мыса Саблер (74°33' с.ш.) в слоях, датированных 27 тыс. л.н., была найдена почка Populus tremula, позволившая реконструировать там июльские температуры на 6°С выше современных [Kienast et al., 2001]. Из-за расхождения с палинологическими данными эта находка признана переотложенной [Andreev et al., 2003], что маловероятно.

Несколько иные данные получены на крайнем северо-западе Западной Сибири на юго-западе Ямала, в 1,5-5,4 км южнее р. Марре-Сале (69°43'). Там разрез вскрывает морену зырянского оледенения и перекрывающие ее варьяхские слои [Астахов, 2006; Forman et al., 2002] с ¹⁴С-датами 33-30 тыс. л.н., относящимися к конощельскому (самому суровому в каргинское время) похолоданию, когда каргинская ингрессия завершалась и на большей ее территории наступил континентальный этап развития. В 4,1-4,7 км от устья р. Марре-Сале обнажение изучено палинологически [Andreev et al., 2006]. Внизу варьяхского торфа в интервале ¹⁴С-дат 33-32 тыс. л.н. палиноспектры отражают суровую осоково-злаковую, относительно аридную (пыльца Artemisia) тундру. В интервале ¹⁴С-дат 28-27,5 тыс. л.н. климат несколько смягчается: осоковая тундра стала гумиднее, в ней несколько шире распространились Betula nana и Salix. Позже, около 27,5-25 тыс. л.н., климат стал суше, палиноспектры отражают «тундроподобную» степь. Приведенные данные хорошо укладываются в схему Н.В. Кинд [1974]: очень суровый климат конощельского этапа; более мягкий климат последнего потепления и на переходе от него к сартанскому времени - перигляциальный климат. Современный климат в районе разреза: среднегодовая температура -8°С, сумма осадков 300-400 мм; растительность - низкокустарниковая травянисто-моховая тундра с Betula nana, Salix reptans, S. polaris, Dryas octopectola и др. Получается, что последнее потепление климата каргинского времени здесь было менее благоприятным по сравнению с современным климатом. Это положение подтверждается и составом фораминифер. На западе Ямала на р. Надояха (рисунок) собрано 8 арктических и бореально-арктических видов. На обоих берегах Обской губы (юго-восток Ямала и Тазовский п-ов) и на р. Мессояха на юге Гыданского п-ова в серии обнажений собрано по 23-26 преимущественно тепловодных арктобореальных видов и подвидов. На берегу Енисейского залива, на р. Хатанга и на Таймыре, кроме бореальных отмечены бореально-лузитанские и лузитанские виды [Левчук, 1984]. Вдоль северной окраины Западной Сибири в каргинское время намечается похолодание в западном направлении - от Таймырского к Югорскому п-ову.

Мыс Шпиндлера (рисунок) на Югорском п-ове находится примерно на широте Марре-Сале, но на 4° западнее. В обнажении этого мыса на морене зырянского ледника залегает реликтовый (мертвый) лед мощностью до 20-22 м, для которого имеются две AMS-даты [Manley et al., 2001]: 44000±2200 лет (АА-31393) и 44500±2300 лет (АА-31394). В конце каргинского времени мертвый лед, очевидно, имел мощность более 25 м, так как таяние его происходило не только в зырянский межстадиал, каргинское время, но и в голоцене.

Значительный объем мертвых льдов на мысе Шпиндлера и ледниковый покров на Новой Земле могли обеспечить в каргинское время локальное выхолаживание западной части Ямала.

Заключение

Из обсуждения материала, приведенного выше, особенно ярко видна региональная особенность каргинского времени в этой части севера Евразии, основанная на резком снижении атлантического влияния сразу же за Уралом. Это снижение и сейчас видно очень ярко, например, на распространении многолетней мерзлоты. В Большеземельской тундре перед самым Уралом южная граница многолетней мерзлоты проходит около 65-66° с.ш. Сразу же за Уральскими, не очень высокими горами эта граница резко опускается до 60-61° с.ш., а вдоль Енисея она еще более резко опускается к югу - в Монголию и Китай. О позднеплейстоценовом оледенении известно [Астахов, 2007], что характер дегляциации его покрова на севере Западной Сибири резко отличался от того, что происходило на севере Восточной Европы. А для развития этого оледенения важно, что ни одна из его стадий не распространялась восточнее Таймыра. Для каргинского времени особенно важна вторая стадия (60-50 тыс. л.н.), покров которой целиком находился севернее современной береговой линии.

В начале каргинского времени, сразу после медленной и затяжной дегляциации [Астахов, 2007] второй стадии позднеплейстоценового оледенения на месте ледникового покрова началось изостатическое поднятие, а сопровождавшая его зона опусканий на юге охватила Карский шельф и часть северной окраины современной суши, что послужило причиной мелководной ингрессии. Колебания климата каргинского времени, будучи глобальными, вероятно, сопровождались незначительными колебаниями уровня Мирового океана. Последних было достаточно для небольших расширений мелководной ингрессии, а затем почти полного ухода моря из районов ингрессии. Восточнее Таймыра, т.е. восточнее распространения позднеплейстоценовых ледниковых покровов, в каргинское время современная прибрежная часть шельфа была осушена.

Если отсутствие каргинских слоев со следами «теплого» моря [Andreev et al., 2006] не является результатом неполноты разреза на юго-западе Ямала и увеличение тепловодности ингрессировавшего моря с запада на восток закономерное, можно предполагать, что атлантические воды в каргинское время проникали в Карское море не только через Югорский Шар и Карские ворота, как принято думать. В разных районах обсуждаемой части Сибири в течение каргинского времени амплитуда колебаний климата была разной: от очень большой (Кирьяс) до незначительной (Золотой Мыс). При этом в районе(ах) больших амплитуд в оптимум климат далеко не достигал современных показателей; там же, где в оптимум климат был близок современному, амплитуда колебаний его в течение каргинского времени была небольшой. Выяснение причин такого положения - региональные они (и связанные с ингрессией или нет) либо более широкие - (суб-?)глобальные - возможно только на более широком, по меньшей мере общесибирском, материале.

Известно [Палеоклиматы..., 2009], что в оптимум казанцевского межледниковья среднегодовые температуры были выше современных на Таймыре - в устье Лены больше чем на +10°С, в Предбайкалье, на юге Западной Сибири и в Европе - не более чем на +2°С, а в южных районах Европы - даже на 0°С; в оптимум голоцена соответственно на Таймыре и на севере Западной Сибири - более чем на +3°С, а на юге Европы - на +1-0°С. Для каргинского времени таких расчетов нет, но тенденция кажется возможной. Для выяснения тенденции необходим анализ следов климата каргинского времени в широтном направлении на севере Евразии и в меридиональном направлении хотя бы вдоль 63-65° в.д. и вдоль притихоокеанской части Северной Азии. Материалов только обсуждаемой части Северной Азии для выявления этой тенденции мало, но достаточно для постановки вопроса о возможности такой тенденции.

Работа выполнена по интеграционному проекту СО РАН-ДВО РАН № 9 - 12-II-CO-08-024.

ЛИТЕРАТУРА

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

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

Арсланов X.А., Лаухин С.А., Максимов Ф.Е. др. Радиоуглеродная хронология и ландшафты липовско-новоселовского межстадиала Западной Сибири (по данным изучения разреза у с. Липовка) // Фундаментальные проблемы квартера: итоги изучения и основные направления дальнейших исследований. Новосибирск: СО РАН, 2009. С. 44-47.

Арсланов Х.А., Максимов Ф.Е., Лаухин С.А. и др. Применение усовершенствованных вариантов ¹⁴С и ²³⁰Th/U методов для обоснования хронологии позднеплейстоценовых отложений Западной Сибири // Фундаментальные проблемы квартера: итоги изучения и основные направления дальнейших исследований. М.: ГЕОС, 2007. С. 18-20.

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

Архипов С.А., Астахов В.И., Волков И.А., Панычев В.А. Палеогеография Западно-Сибирской равнины в максимум последнего оледенения. Новосибирск: Наука, 1980. 110 с.

Архипов С.А., Волкова B.C. Геологическая история, ландшафты и климаты плейстоцена Западной Сибири. Новосибирск: ИГИГСО РАН, 1994. 106 с.

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

Архипов С.А., Вотах М.Р., Довгалъ Л.А. Новый разрез ранне-среднезырянских отложений на нижней Оби (стратиграфия, палинология, диатомеи) // Этюды по палеофитологии Сибири. М.: Наука, 1976а. С. 65-82.

Архипов С.А., Довгалъ Л.А., Левина Т.П. и др. Литологическая, палинологическая характеристика, диатомовая флора и остракоды из разреза третьей надпойменной террасы реки Оби (Сургутское Приобье) // Этюды по палеофитологии Сибири. М.: Наука, 1976б. С. 83-101.

Астахов В.И. О хроностратиграфических подразделениях верхнего плейстоцена Сибири // Геология и геофизика. 2006. Т. 47, № 11. С. 1207-1220.

Астахов В.И. Новое о широтном градиенте в ледниковой истории Евразии // Фундаментальные проблемы квартера: итоги изучения и основные направления дальнейших исследований. М.: ГЕОС, 2007. С. 20-23.

Астахов В.И. Средний и поздний неоплейстоцен ледниковой зоны Западной Сибири: проблемы стратиграфии и палеогеографии // Бюл. Комис. по изуч. четвертич. периода. 2009. № 69. С. 8-24.

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

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

Астахов В.И., Мангеруд Я. Возраст каргинских слоев и климат OIS-3 на севере Сибири // Квартер-2005. Сыктывкар: Геопринт, 20056. С. 24-25.

Басов В.А., Куприянова Н.В., Новихина Е.С. Стратиграфия донных осадков в районе поднятия Менделеева (Северный Ледовитый океан) на основе изучения бентосных фораминифер и остракод // Квартер во всем его многообразии. Апатиты; Санкт-Петербург: ГИН КНЦ РАН, 2011. Т. 1. С. 60-63.

Бер А.Г. Неогеновые и четвертичные отложения Иртыша и низовьев Тобола // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1938. Т. 16, вып. 1. С. 73-96.

Борисов Б.А. Об изменении уровня нижней границы четвертичной системы и уточнении возраста границ ее основных подразделений // Региональная геология и металлогения. 2010. №41. С. 26-28.

Вагнер Т.А. Научные методы датирования в геологии и истории. М.: Техносфера, 2006. 576 с.

Васильчук Ю.К. Изотопно-кислородный состав подземных льдов: опыт палеогеографических реконструкций. М.: РИО Мособлупрполиграфиздат, 1992. 420 с.

Волкова B.C. Четвертичные отложения низовий Иртыша и их биостратиграфическая характеристика. Новосибирск: Наука, 1966. 174 с.

Волкова B.C. Стратиграфия и история развития растительности Западной Сибири в позднем кайнозое. М.: Наука, 1977.237 с.

Волкова B.C. Палеогеография каргинского интерстадиала в Западной Сибири 50(55)-23 тыс. лет назад // Бюл. Комис. по изуч. четвертич. периода. 2001. № 64. С. 89-93.

Волкова B.C., Архипов С.А., Бабушкин А.Е. и др. Кайнозой Западной Сибири. Новосибирск: ГЕО, 2003. 247 с.

Волкова B.C., Хазина А.Е., Бабушкин А.Е. Стратиграфия плейстоцена Западной Сибири и палеокиматическая шкала // Квартер-2005. Сыктывкар: Геопринт, 2005. С. 77-78.

Гудина В.И. Фораминиферы и стратиграфия четвертичных отложений северо-запада Сибири. М.: Наука, 1966.146 с.

Гудина В.И. Фораминиферы, стратиграфия и палеозоогеография морского плейстоцена Севера СССР. Новосибирск: Наука, 1976. 124 с.

Гуртовая Е.Е., Кривоногов С.К. Фитологическая характеристика континентальных отложений казанцевского горизонта // Микрофитофоссилии и стратиграфия мезозоя и кайнозоя Сибири. Новосибирск, 1988. С. 69-91.

Гуськов С.А. Средне-позднеплейстоценовые морские трансгрессии на севере Западной Сибири // Бюл. Комис. по изуч. четвертич. периода. 2009. № 69. С. 40-47.

Гуськов С.А., Кузьмин Я.В., Левчук Л.К., Бурр Дж.С. Первые радиокарбоновые даты по раковинам фораминифер из каргинских морских отложений п-ова Таймыр (север Средней Сибири) и их интерпретация // Докл. РАН. 2008. Т. 421, № 6. С. 795-797.

Деревянко А.П., Лаухин С.А., Малаева Е.М. и др. Проблема существования широколиственных пород в позднем вюрме Алтая // Докл. РАН. 1993. Т. 330, № 6. С. 736-739.

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

Зубаков В.А. Приобская Сибирь // Геохронология СССР. Т. 3. Л.: Недра, 1974. С. 187-209.

Каплина Т.Н. Древние аласные комплексы Северной Якутии // Криосфера Земли. 2011. Т. 15, № 2. С. 3-13.

Каплянская Ф.А., Тарноградский В.Д. Средний и нижний плейстоцен низовий Иртыша. Л.: Недра, 1974. 159 с.

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

Климанов В.А. К методике восстановления количественных характеристик климата прошлого // Вестн. Моск. ун-та. Сер. 5. Геогр. 1976. № 2. С. 92-98.

Кривоногов С.К. Стратиграфия и палеогеография Нижнего Прииртышья в эпоху последнего оледенения (по карпологическим данным). Новосибирск: Наука, 1988. 232 с.

Кузнецов В.Ю. Радиохронология четвертичных отложений. СПб.: СПбГУ, 2008. 312 с.

Лаухин С.А. Некоторые особенности палеогеографии среднего вюрма во внетропической части Северного полушария // Тез. XI конгресса ИНКВА. Т. 1. М.: ВИНИТИ, 1982. С. 150-151.

Лаухин С.А. Стратиграфия плейстоценовых отложений внеледниковой зоны бассейна Енисея // Четвертичные оледенения Средней Сибири. Новосибирск, 1986. С. 85-95.

Лаухин С.А. Новые данные о каргинском времени Сибири // Квартер-2005. Сыктывкар: Геопринт, 2005а. С. 217-218.

Лаухин С.А. Стратиграфическое значение макрофлоры для верхнего плейстоцена Средней и Приобской Сибири // Современные проблемы палеофлористики, палеофитогеографии и фитостратиграфии. М.: ГЕОС, 2005б. С. 178-197.

Лаухин С.А. Первые U/Th-даты континентальных отложений верхнего плейстоцена Сибири и их значение для стратиграфии и геохронологии // Вестник археологии, антропологии и этнографии. 2008. № 9. С. 167-182.

Лаухин С.А. О некоторых стратотипах горизонтов верхнего неоплейстоцена Западной Сибири и соотношении их с изотопно-кислородной кривой // Актуальные проблемы неогеновой и четвертичной стратиграфии. М.: ГЕОС, 2009. С. 78-83.

Лаухин С.А., Арсланов Х.А., Шилова Т.Н. и др. Палеоклиматы и хронология средневюрмского мегаинтерстадиала на Западно-Сибирской равнине // Докл. РАН. 2006а. Т 411, № 4. С. 540-544.

Лаухин С.А., Цзян Чжиминь, Пушкарь B.C., Черепанова М.В. Последнее оледенение на севере Восточной Чукотки и палеогеография Северной Пацифики // Докл. РАН. 2006б. Т. 411, №3. С. 405-409.

Лаухин С.А., Шилова Т.Н., Величкевич Ф.Ю. Палеоботаническая характеристика и палеоклиматы каргинского времени на Западно-Сибирской равнине // Вестник археологии, антропологии и этнографии. 2006в. № 7. С. 203-225.

Лаухин С.А., Фирсов A.M. Стратиграфия и палеогеография позднего плейстоцена Среднего Приобья по результатам изучения разреза Кирьяс (Западная Сибирь) // Бюл. МОИП. Отд. геол. 2008. Т. 83, вып. 2. С. 40-50.

Левина Т.П. Палинологическая характеристика отложений позднечетвертичной ледниковой эпохи в долине Средней Оби // Стратиграфия и палинология мезозоя и кайнозоя Сибири. Новосибирск, 1979. С.74-98.

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

Максимов Ф.Е. Геохронология среднего и позднего неоплейстоцена по результатам ²³⁰Th/U-датирования торфяников Сибири и Восточной Европы: Автореф. канд. дисс. СПб.: СПбГУ, 2008. 16 с.

Методы реконструкции палеоклиматов. М.: Наука, 1985. 198 с.

Методы диагностики и корреляции палеогеографических событий. М.: Изд-во Моск. ун-та, 1999. 356 с.

Методы палеогеографических реконструкций. М.: Изд-во Моск. ун-та, 2010. 429 с.

Павлидис Ю.А., Ионин А.С., Щербаков Ф.А. и др. Арктический шельф. М.: ГЕОС, 1998. 186 с.

Палеоклиматы и палеоландшафты внетропического пространства Северного полушария. Поздний плейстоцен-голоцен. М.: ГЕОС, 2009. 120 с.

Постановления межведомственного стратиграфического комитета и его постоянных комиссий. Вып. 38. СПб.: ВСЕГЕИ, 2008. 127 с.

Сакс В.Н. Четвертичный период в Советской Арктике. М.; Л.: Изд-во Главсевморпути, 1948. Т. 201. 133 с.

Сакс В.Н. Четвертичный период в Советской Арктике // Тр. НИИГА. 1953. Т. 77. 627 с.

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

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

Унифицированная региональная стратиграфическая схема четвертичных отложений Средней Сибири (Таймыр, Сибирская платформа). Новосибирск: СНИИГГиМС, 2010. 89 с.

Фотиев С.М. Гидрогеотермические особенности криогенной области СССР. М.: Наука, 1978. 236 с.

Шер А.В., Плахт И.Р. Радиоуглеродное датирование и проблемы стратиграфии плейстоцена низменностей Северо-Востока СССР // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1988. № 8. С. 17-33.

Anderson P.V., Lozhkin А.V. The stage 3 interstadial complex (Karginskii/Middle Wisconsin interval) // Quaternary Science Revews. 2001. Vol. 20, N 1-3. P. 93-125.

Andreev A.A., Sigert Ch., Klimanov V.A. et al. Late Pleistocene and Holocene vegetation and climate on the Taymyr Lowland, Northern Siberia // Quaternary Research. 2002. Vol. 57. P. 138-150.

Andreev A.A., Tarasov P.E., Sigert C. et al. Late Pleistocene and Holocene vegetation and climate on the northern Taymyr Peninsula, Arctic Russia // Boreas. 2003. Vol. 32. P. 484-505.

Andreev A.A., Forman S.L., Ingolifsson O. et al. Middle Weichselian environments on western Yamal Peninsula, Kara Sea, based on pollen records // Quaternary Research. 2006. Vol. 65. P. 275-281.

Astakhov V. Ice margins of Northern Russian Revisited // Quaternary glaciations - extent and chronology. Development in Quaternary Science. Vol. 15. Amsterdam: Elsevier, 2011. P 323-335.

Bassinot F.E., Laberie L.D., Vincent E. et al. The astronomical theory of climate and the age of the Brunhes-Matuyama magnetic reversal // Earth and Planetary Science Letters. 1994. Vol. 126. P. 91-108.

Brown J., Ferrians O.J., Hegginbottom J.A., Melnikov E.S. Circum-Arctic map of permafrost and ground ice conditions. US Geological Survey. 1997.

Forman S.L., Ingolifsson O., Gataullin V. et al. Late Quaternary stratigraphy, glacial limits, and paleoenvironment of the Marre-sale area, western Yamal Peninsula, Russia // Quaternary Research. 2002. Vol. 57. P. 355-370.

Geyh M.A. Reflection on the ²³⁰Th/U dating of the dirty material // Geochronometria. 2001. Vol. 20. P. 9-10.

Gusskov S.A., Levtchuk L.K. Foraminiferal complexes and paleooceanographic reconstructions of the Middle and Late Pleistocene interglacial basins in the North of Siberia // Antropozoic. 1999. Vol. 23. P. 125-132.

Henriksen V., Mangerud J., Matiouchkov A. et al. Lake stratigraphy implies an 80 000 yr delayed melting of buried dead ice in northern Russia // Journal of Quaternary Science. 2003. Vol. 7, N 18. P. 663-679.

Kienast F.W., Sigert C., Mai D.-H. Climatic implications of Late Quaternary plant macrofossil assemblages from the Taymyr Peninsula, Siberia // Global Planetary Change. 2001. Vol. 31, N 1-4. P. 263-280.

Klimanov V.A. Paleoclimatic reconstruction based on the information-statistical method // Late Quaternary Environments of the Soviet Union. Minneapolis: University of Minnesota Press, 1984. P. 297-303.

Laukhin S.A. "Warm" stages in the West Siberian Late Pleistocene // Quaternary International. 2011. Vol. 241. P. 51-67.

Laukhin S.A., Drozdov N.I. Paleoecological aspect of Paleolithic Man settling in Northern Asia and his migration to Northern America // Proc. INQUA Intern. Symposium on stratigraphy and correlation of Quaternary deposits of Asia and Pacific Regions. Bangkok: CCOP/TP-22. 1991. P. 133-144.

Laukhin S.A., Drozdov N.I. About apportunities of Paleolithic Man latitudinal migration along the north fringe of Northern Asia // Proc. of 15th Intern. Symposium: Suanggae and Her Neighbours. Seoul: IKP. 2010. P. 41-62.

Lozhkin A.V., Anderson P.M. Forest or no forest: implications of the vegetation record for climatic stability in Western Beringia during Oxygen Isotope Stage 3 // Quaternary Science Reviews. Rev. 2011. Vol. 30. P. 2160-2181.

Manley W.F., Lokranz H., Gataullin V. et al. Late Quaternary stratigraphy, radiocarbon chronology, and glacial history at Cape Shplindler, southern Kara Sea, Arctic Russia // Global Planetary Change. 2001. Vol. 31. P. 239-254.

Pushkar V.S., Cherepanova M.V. Beringia: impact on paleo-climates of northeast Asia and North Pacific during last Pleistocene glaciation // Quaternary International. 2011. Vol. 237. P. 32-38.

Shakleton N.J. The last interglacial in the marine and terrestrial records // Proc. Roy. Soc. London. 1969. Vol. 174. P. 135-154.

Sher A.V. Problems of the last interglacial in arctic Siberia // Quaternary International. 1991. Vol. 11/12. P. 215-222.

Sher A.V., Kuzmina S.A., Kuznetsova T.V., Sulerzhitsky L.D. New insights into the Weichselian environment and climate of the East Siberian Arctic, derived from fossil insects, plants, and mammals // Quaternary Science Reviews. 2005. Vol. 24. P. 533-569.

Sigert M.J., Dowdeswell J.A., Hald M. et al. Modelling the Eurasian ice sheet through a full (Weichselian) glacial cycle // Global Planetary Change. 2001. Vol. 31. P. 361-385.

Svendsen J.I., Alexanderson H., Astakhov V.I. et al. Late Quaternary ice sheet history of northeastern Eurasia // Quaternary Science Reviews. 2004. Vol. 23. P. 1229-1271.

MODERN CONDITION OF ENVIRONMENTAL RECONSTRUCTIONS ON SIBERIAN NORTH DURING KARGINSKY TIME (LATE PLEISTOCENE)

S.A. Laukhin, V.S. Pushkar, M. V. Cherepanova

The Karginsky time is one of most contradictory phases in the Pleistocene. The problems of Kargin-sky climates evolution discusses on materials from Western and Middle Siberia north. It is showed connection of the Karginsky ingression on Siberian North with isostasy which was provocated by second stage of the Zirianian (first Late Pleistocene) glaciation. Paleoclimatic events were restored mainly on paleobotanical data. Succession and age of the paleoclimatic events were established on ²³⁰Th/U, ¹⁴C and OSL dating.

Key words. Karginsky time, Pleistocene, vegetation reconstructions, paleoclimate, Siberia.