Начиная с работы В.Н. Сакса [1937] попытки сопоставления отложений и событий плейстоцена севера Сибири, Чукотки и Аляски предпринимались неоднократно [Зубаков, 1965; Кинд, 1974; Мерклин и др., 1964 и др.]. Однако лишь с появлением радиоуглеродных датировок по новейшим отложениям сначала Аляски [Karlstrom, 1964; McCulloch & Hopkins, 1966 и др.] и Западной Сибири [Виноградов, 1954; Кинд, 1974 и др.], а в дальнейшем и Чукотки [Свиточ и др., 1976 и др.)] появилась возможность строгой временной увязки палеогеографических событий севера Азиатского и Американского материков, располагавшихся в зонах воздействия древних морских трансгрессий и материковых оледенений. Используя оценки крупных палеогеографических событий позднего плейстоцена методами радиоуглеродного анализа, попытаемся сравнить их проявление на территории севера Западной Сибири, Чукотки и Аляски. Представляется, что при современной степени изученности этих районов дальние палеогеографические корреляции следует проводить в первую очередь по таким ярким событиям, как бореальная и послеледниковая трансгрессии океана, последнее плейстоценовое оледенение (сартанское, ванкаремское, нэйптаун) и голоценовый оптимум.

В начале второй половины позднего плейстоцена, во время межледниковой эпохи (каргинской, валькатленской, крик - нэйптаун, средневисконсинский интерстадиал) на севере Азиатского и Американского материков в результате гляциоэвстатического повышения уровня океана повсеместно отмечается бореальная трансгрессия. Море затопило низменные участки побережья и глубокими заливами - эстуариями ингрессировало вглубь материков, формируя прибрежно-мелководные и лагунно-лиманные отложения.

На севере Сибири, по материалам радиоуглеродного анализа, установлено [Кинд, 1974], что каргинское потепление произошло от 50 до 25 тыс. лет назад и состояло из нескольких фаз потепления (раннекаргинская, малохетская, липовско-новоселовская), разделенных холодными интервалами (раннекаргинский и конощельский). В первую половину межледниковья отмечается трансгрессия Карского моря и формирование морских осадков мыса Каргинского, принятых Саксом и Антоновым [1945] за стратотип каргинских морских слоев. С.Л. Троицкий [1966] на основании находок бореальных моллюсков Cyprina islandica и Buccinum undatum считает эти отложения казанцевскими. Однако радиоуглеродные датировки осадков (42,2±1,0, ГИН-387; 42,0±0,7, ГИН-364; 46,0±0,9, ГИН-370; >50 тыс. лет. ГИН-369 и т.д.) указывают на их более молодой возраст [Кинд, 1974].

На Чукотке трансгрессия валькатленского моря происходила в середине-конце позднего плейстоцена (29,8±0,38, МГУ-385; 29,15±1,1, МГУ-384; 33,35±0,53, МГУ-386). Валькатленские пески содержат сходный с каргинским комплекс ископаемых моллюсков. Наиболее массовыми и характерными для них являются аркто-бореальные формы: Astarte borealis borealis, Macoma calcarea, Natica clausa, Polynices pallidula и др. Из более холодолюбивых видов многочисленны Astarte borealis var. placenta. Состав ископаемой фауны каргинских и валькатленских отложений указывает на бореальный характер бассейна и температурный режим, более теплый (для Западной Сибири) или близкий (для Чукотки) современным морям этих районов.

На Аляске во второй половине позднего плейстоцена (40-25 тыс. л.н.) отмечается морская трансгрессия, предшествовавшая глубокой поздневисконсинской регрессии [Гопкинс, 1973]. Высокое стояние моря устанавливается по береговым валам и морским осадкам у мыса Барроу и, по-видимому, по затопленной дельте р. Юкон, привязанной к уровню 20 м . В это время (40-24 тыс. л.н.) (интерстадиал - фаза айзорток) на Баффиновой Земле произрастали древовидные береза и ольха, ареалы которых в настоящее время располагаются на несколько сот километров южнее [Ives et al., 1965].

В конце позднего плейстоцена на севере Евразии и Америки в результате похолодания климата в горах активно развивается оледенение - сартанское на севере Сибири, ванкаремское - на Чукотке, стадия амберг, фаза маунт-осборн, оледенение нэптаун - на Аляске. Начало сартанского оледенения отмечается 24-22 тыс. л.н. при максимуме 20-18 тыс. л.н., а протекавшая исключительно скоротечно (~800 лет) заключительная фаза деградации ледника ~10 тыс. л.н. [Кинд, 1974]. Для ледниковых отложений ванкаремского оледенения Чукотки отсутствуют радиоуглеродные датировки, однако возраст морены определяется ее положением между датированными осадками валькатленских (33,35±0,53, МГУ-386; 29,8±0,38, МГУ-385) и конергинских (12,0±0,34, МГУ-509; 9,58±0,2, МГУ-510) слоев. Ванкаремское оледенение Чукотки было более скромным, чем сартанское Сибири, и не выходило за пределы горных хребтов, хотя отдельные ледники достигали длины 150 км [Петров, 1965].

На п-ве Сьюард юга Аляски оледенение (фаза маунт-осборн) также имело ограниченные размеры, на приморской равнине в эту эпоху активно накапливались лёссовидные перигляциальные отложения, включающие несколько генераций повторно-жильных льдов. Возраст самой молодой генерации по радиоуглероду датирован 13-2 тыс. л.н. [Зубаков, 1965]. Более значительным оледенение (нэптаун) было в районе зал. Кука. Крайние оценки возраста отложений оледенения нэптаун (~40 и 6,4-8,9 тыс. л.н.) указывают на большую продолжительность второго этапа висконсинского оледенения, последние стадии которого захватили и голоцен. Ледники, выходившие из Кенайского и Аляскинского хребтов в межгорные впадины, перегораживали их, образуя обширные подпрудные озера, и оставили на равнине несколько систем морен, отнесенных Карлстромом [Karlstrom, 1964] к стадиям танья, скилак, киллей и мусхорн. К этому времени на северо-западе Аляски относится стадия амберг (25-10 тыс. л.н.) оледенения хребта Брукс [Schweger, 1971], а на севере Канады - морены ледниковой фазы фокс (18-20 тыс. л.н.) [Ives et al., 1965].

Начало послеледниковой трансгрессии океана на севере Сибири устанавливается со второй половины сартанского века (~14-15 тыс. л.н.), когда в прибрежных низменностях возникли обширные опресненные заливы, в тонкослоистых осадках которых отмечены Portlandia arctica [Кинд, 1974]. Поднятие уровня арктического бассейна было прерывистым, с небольшими падениями во время похолоданий и ускорением подъема в эпохи потеплений. К голоценовому оптимуму уровень моря достиг современного положения, с амплитудой колебания + 5 м [Кинд, 1974]. Первое проявление послеледниковой (амгуемской) трансгрессии Берингова моря на Чукотке, зафиксированное морскими осадками, приходится на время около 11 тыс. л.н. [Свиточ и др., 1976]. Однако максимум трансгрессии, сопровождавшийся активным формированием 5- 7 м осадков морской террасы, было 6-7 тыс. л.н. В прибрежных районах Чукотки повышение базиса эрозии стимулировало активное накопление аллювия второй надпойменной террасы.

На Аляске к началу послеледниковой трансгрессии, по-видимому, относятся глины бутлеггер-кав, содержащие наряду с фауной современного облика северо-атлантические виды фораминифер - Quinqueloculina seminula, Cuttalina lactea, свидетельствующие о свободном обмене в это время между фаунами Атлантического и Тихого океанов [Зубаков, 1965]. Работами Кнебеле, Кригера и Мак-Маниса [Гопкинс, 1973] установлен ход позднеледниковой трансгресии моря, оставившей следы береговых линий на глубинах 38 м (~13 тыс. л.н.) и 30 м (~11,8 тыс. л.н.). Повсеместно, в виде современных морских береговых форм, отмечаются следы голоценовой (крузенштерновской) трансгрессии (11-4 тыс. л.н.). По оценке Гопкинса [McCulloch & Hopkins, 1966], приблизительно 6 тыс. л.н. уровень моря превышал нынешний на 3 м , а его современное состояние установилось около 5 тыс. л.н. В это время на Аляске происходит максимальное потепление климата (альтитермал). Заметное потепление климата и существование лесной растительности в беренгийской части Аляски отмечались и ранее, в интервале 10-8,3 тыс. л.н. [McCulloch & Hopkins, 1966]. После оптимума последовало похолодание климата и аляскинское оледенение гор [Карлстром, 1965], протекавшее стадиально (Тустумена I 4,4 тыс. л.н., Тустумена II 3,4 тыс. л.н.). В Сибири наиболее теплой была первая половина голоцена; здесь кроме оптимума отмечались еще две крупные волны потепления, около 10 и 9-8 тыс. л.н. В это время в долинах рек накапливались нижние горизонты аллювия высокой поймы, а завершение его формирования приходится уже на более холодную вторую половину голоцена [Кинд, 1974]. На Чукотке климатический оптимум установлен 6-5 тыс. л.н. На побережье появляется лесотундровая растительность, а во внутренних районах - разреженные лиственничные леса с лиственницей и древовидной березой. В середине голоцена (5-4 тыс. л.н.) происходит некоторое похолодание климата и формирование аллювия первых речных террас.

Рассмотрение хронологии позднеплейстоценовых и голоценовых палеогеографических событий севера Сибири, Чукотки и Аляски показывает, что основные изменения природы, обусловленные общеклиматическими причинами, в целом совпадали. В первую очередь это относится к таким событиям, как бореальная и послеледниковая трансгрессии океана, разделенные регрессивной фазой - эпохой похолодания и оледенения гор, проявление голоценового оптимума. Что касается характера и хода развития этих явлений, то здесь наблюдаются частичные временные несовпадения. Так, материалы радиоуглеродного датирования свидетельствуют о некоторой разновременности каргинской и валькатленской трансгрессий. Максимум первой проявился около 40 тыс. л.н., а второй - на 10 тыс. лет позже. Осадки валькатленского моря имеют широкое распространение на Чукотке, указывая на обширный размах трансгрессии, в то время как на противоположном берегу пролива одновозрастные отложения известны лишь у мыса Барроу. Проявление голоценового оптимума в Сибири резче, и отмечается оно несколько раньше (7-6 тыс. л.н.), чем на Чукотке и Аляске (6-5 и 5-4 тыс. л.н.). Хотя, строго говоря, приведенные факты временных несовпадений палеогеографических событий, возможно, объясняются и неполнотой геологической летописи в конкретных стратотипических разрезах.

ЛИТЕРАТУРА

1. Виноградов А.П., Вестн. АН СССР, № 8 (1954).

2. Гопкинс Д.М., Берингийская суша и ее значение для развития голарктических флор и фаун в кайнозое, Хабаровск, 1973.

3. Зубаков В.А., Изв. АН СССР, сер. географ., № 3 (1965).

4. Карлстром Т., Антропогеновый период в Арктике и Субарктике, «Недра», 1965.

5. Кинд Н.В., Геохронология позднего антропогена, «Наука», 1974.

6. Мерклин Р.Л., Петров О.М., Гопкинс Д.М., Мак-Нейл Ф.С. Попытка корреляции позднекайнозойских морских осадков Чукотки, Северо-Восточной Сибири и Западной Аляски. Известия АН СССР, сер. геол., 1964, № 10, с. 45-57.

7. Петров О.М., Антропогеновый период в Арктике и Субарктике, «Недра», 1965.

8. Сакс В.Н., Арктика, кн. 5, 1937.

9. Сакс В.Н., Антонов К.В. Четвертичные отложения и геоморфология района Усть-Енисейского порта. Труды Горно-геологического управления Севморпути, Выпуск 16, 1945, с. 65-117.

10. Свиточ А.А., Парунин О.Б. и др., ДАН, т. 230, 2 (1976).

11. Троицкий С.Л., Четвертичные отложения и рельеф равнинных побережий Енисейского залива и прилегающей части гор Бырранга, М., «Наука», 1966.

12. Ives D., Andrews I.T., Falconer G., Chronologie glaciaire du Pleistocene superrieur de I'lle Baffin, Canada, INQVA, VII Intern. Congr., Abstracts, Boulder, 1965.

13. Karlstrom Т., Geol. Surv. Prof. Paper, № 443, (1964).

14. McCulloch D.S., Hopkins D.M., Bull. Geol. Soc. Am., v. 77 (1966).

15. Schweger С.Е., Geol. Soc. Am., Rocky Mount, Sect. 24, Annual Meeting May, 10-15, Abstr. with Programs, v. 6, Boulder , 1971.

Ссылка на статью:

Свиточ А.А. Корреляция событий позднего плейстоцена и голоцена Чукотки, Аляски и севера Западной Сибири (по материалам радиоуглеродного датирования) // Доклады АН СССР. 1977. Т. 232. № 5. С. 1161-1164.