Центральная и Восточная Чукотка относятся к тундровой зоне, в пределах которой выделяются подзоны типичных и южных кустарниковых тундр. Типичные тундры преимущественно распространены на севере и востоке Чукотки, южные кустарниковые тундры занимают центральную и южную части территории. Субмеридиональное положение тундровой зоны Чукотки, относительная независимость от современных климатических условий, орогидрография позволяют выделить обособленно Чукотскую тундровую провинцию (рис. 1). Внутреннее строение провинции неоднородно. Кроме выделенных подзон в пределах южных кустарниковых тундр выделяют ольхотундры и кедротундры [Васьковский, 1958].

Отличительная черта чукотских тундр - четкие и резкие границы между ландшафтными подразделениями, которые могут быть как приуроченными к орогидрографическим рубежам, так и независимыми от них (см. рис. 1). Причем в пограничной полосе между соседствующими ландшафтами виды растений-эдификаторов (ценозообразователей) находятся в угнетенном состоянии. Например, ольха кустарниковая и кедровый стланик, ольха кустарниковая и мохово-кустарничковая растительность. По результатам дендрохронологических и биогеохимических исследований установлено, что одни и те же виды растений, произрастающие в границах различных ландшафтных подразделений, отличаются по морфологии и геохимическим свойствам [Трегубов, 2003]. Все это указывает на более глубокую причину ландшафтной дифференциации, чем климатическая и геоморфологическая неоднородность территории. Представляется, что одним из ведущих факторов определяющих современное ландшафтное строение Чукотской тундровой провинции является история формирования рельефа и динамика границы море - суша.

Палеогеография позднего кайнозоя северо-восточной окраины Евразии привлекла внимание ученых давно, прежде всего с точки зрения существования Берингийской суши между Азией и Северной Америкой [Hopkins, 1967, Бискэ, 1975].

Начало формирования близкого к современному рельефа, заложение гидрографической сети приходится на палеогеновое время, когда завершились трещинные излияния андезитобазальтовых лав и были заложены основные неотектонические структуры [Баранова, 1964].

В кайнозойскую эру определяющее влияние на развитие рельефа оказывали неотектонические движения, оледенения и морские трансгрессии. Разнятся оценки масштабов неотектогенеза, оледенений и морских трансгрессий, их количество и временные соотношения.

Для эоцена и начала олигоцена характерны колебательные подвижки рельефа, которые приводили к локальным трансгрессиям, но вряд ли к значимым изменениям палеогеографии района. Территория остается слабовсхолмленной платообразной равниной, окаймленной с запада и юга неглубокими теплыми морями. Денудация проявлена слабо и в бассейнах стока идет накопление тонкодисперсных угленосных осадков.

Растительность района, как и рельеф, условия почвообразования мало отличаются от смежных территорий. Начиная с палеоцена растительные формации представляют собой сочетание элементов меловой хвойной растительности с новыми формами, главным образом сережкоцветных растений. В условиях теплого субтропического климата эоцена распространение получают смешанные, преимущественно широколиственные леса с участием мелколиственных и хвойных видов.

Начало активной перестройки рельефа описываемой территории приходится на вторую, алеутскую фазу складчатости. В позднем олигоцене начале миоцена воздымаются горные образования Корякского нагорья, Русских гор, Алганского кряжа, хребтов Рарыткин, Золотой и Пэкульней. Одновременно, идет развитее и заложение внутриконтинентальных впадин. В пределах Чукотской провинции - Амгуэмской, Колючинской, Марковской, Нижнеанадырской, Танюрерской, Канчаланской, Чаунской впадин. Нисходящая неотектоника выразилась в раннемиоценовой трансгрессии. Территория провинции оказалось расчлененной горными хребтами и внутренними морями (рис. 2). Изменения геоморфологической ситуации на обширных пространствах северного полушария совпали во времени с резким похолоданием - климат Чукотки стал умеренно теплым. С образование высоких гор с различной ориентировкой в пространстве климат суши стал изменчивым. С одной стороны, как результат проявления высотной, с другой - континентально-океанической зональностей окраины материка. Дифференциация тектонических движений, усложнение рельефа и климатические изменения обусловили трансформацию растительного покрова. В новых условиях единая флористическая область фактически распалась на множество геоботанических районов. Считается, что олигоценовые широколиственные леса тургайского типа сменились в миоцене мелколистными, в которых хвойные составляли существенную долю. В условиях дифференциации геоморфологических условий, когда обширные заболоченные равнины, затопляемые морем, чередовались с высокими горными хребтами и нагорьями, ландшафтная структура суши резко усложнилась.

Холодоустойчивая растительность высотных поясов, представленная комбинациями мелколиственных и светлохвойных видов спускалась к подножьям гор. На севере территории находилось внутреннее Амгуэмское море-озеро, которое, вероятно, через систему узких проливов соединялось с Ванкаремским морем и далее с арктическим бассейном. На юге не исключено существование Канчаланского моря, граничащего с Устьанадырским морем тихоокеанского бассейна. Наконец, на западе образуется Танюрерский лиман (см. рис. 2). Связь этих бассейнов с океаном не была постоянной. В периоды регрессий лиманы преобразовывались в речные долины, а внутренние водоемы в озерно-болотные низменности. В то же время при высоком стоянии моря (как, например, в берингийскую, анвильскую трансгрессии) нельзя исключать образование систем проливов, соединяющих тихоокеанский и арктический бассейны. С учетом образования Берингова и Колючинско-Мичегменского проливов суша представляла в эпохи трансгрессий архипелаг из обширных островов. Важным моментом этого вывода является то, что «острова» были относительно изолированными центрами эволюции неогеновых ландшафтов.

Тенденции похолодания сохраняются и в конце плиоцена. На рубеже 1-1,5 млн. лет назад умеренно холодный климат суши сменяется субарктическим. В конце неогена флора окончательно утрачивает тургайский облик и приобретает черты современной субарктической и гипоарктической растительности. На осушенных равнинах в предгорье формируются обширные безлесные пространства с обильной травянистой и кустарниковой растительностью. Фактически этот временной рубеж разделяет эндогенную и экзогенную стадии формирования и развития современного рельефа района.

В четвертичный период и голоценовое время развитие рельефа определяется колебаниями климата и связанными с ними эпохами оледенений и межледниковий. К этому времени, наверное, уже разделились прототипы современных южных кедротундр, южных ольхотундр, типичных ивовых мохово-кустарничковых тундр. Границы их проходят по неотектоническим впадинам или горным хребтам.

Таким образом, к геоморфологическому и морскому фактору формирования тундровых ландшафтов добавился третий - ледниковый. В целом можно уверенно говорить о проявлении в районе двух - Зырянского (50-100 тыс. лет) и Сартанского (10-25 тыс. лет) оледенений. Так называемое древнее Самарское (более 125 тыс. лет) оледенение косвенно подтверждают сложные по генезису осадки в Амгуэмской впадине. Морские трансгрессии межледниковий вряд ли образовывали внутриконтинентальные проливы. Но изменяя базис эрозии они должны были существенно тормозить денудационные процессы и приводить к заболачиванию территории, являлись фактором формирования озерно-болотных ландшафтов.

Ледники выступали в роли ландшафтных барьеров - климатических, геоботанических, зоогеографических. В тоже время они являлись фактором, непосредственно формирующим ландшафты тундр. Роль ландшафтных барьеров более свойственна ледникам высокогорных хребтов и нагорий (см. рис. 1). Для них характерны мощные и активные долинные ледники альпийского типа, ледники вулканических конусов. Ледники этих типов активно препятствовали распространению в пространстве флоры и фауны, являлись барьером для перемещения океанических воздушных масс.

Обширным среднегорным и низкогорным плато (Канчаланские горы, Анадырское плоскогорье) присущи переходные от горных к покровным, ледники плоских вершин, сетчатые ледники. Это достаточно пассивные типы оледенений [Тушинский, 1974]. С учетом образования на их поверхности в ксеротермические эпохи лёссовых отложений следует предположить, что ледники этого типа образовывали с прилегающими осушенными равнинами единый ландшафтный комплекс. Это тундростепи с массивами мелколиственных кустарников.

К началу голоцена современная ландшафтная структура Чукотской тундровой провинции окончательно сформировалась и лишь незначительно корректировалась в течение 10-12 тыс. лет до настоящего времени.

Таким образом, горообразовательные процессы и трансгрессии моря позднего кайнозоя дифференцировали неогеновые ландшафты Чукотки. А ледниковые эпохи и межледниковья плейстоцена способствовали развитию и формированию на их основе современной структуры Чукотской тундровой провинции.

Список литературы

Баранова Ю.П., Бискэ С.Ф. Северо-Восток СССР. М.: «Наука», 1964. 289 с.

Бискэ С.Ф. Палеоген и неоген крайнего Северо-Востока СССР. Новосибирск: «Наука», 1975. 268 с.

Васьковский А.П. Новые данные о границах распространения деревьев и кустарников-ценозообразователей на Крайнем Северо-Востоке СССР. Магадан, 1958.

Трегубов О.Д. Применение дендрохронологии в изучении ландшафтов кустарниковых тундр Чукотки // Материалы Всероссийского совещания «Дендрохронология: достижения и перспективы». Красноярск, 2003.

Тушинский Г.К. Ледники, снежники, лавины. Географгиз, 1963.312 с.

Hopkins D. The Cenozoic history of Beringia - a synthesis // Bering Land Bridge. Stanford, 1967. p. 451-484.

Ссылка на статью:

Трегубов О.Д. Геоморфологические, морские и гляциологические барьеры в истории формирования тундровых ландшафтов Чукотки. Материалы Международной научной конференции, посвященной 100-летию со дня рождения Д.Г. Панова (8-11 июня 2009 г ., г. Ростов-на-Дону). Ростов-на-Дону: Изд-во ЮНЦ РАН, 2009, с. 327-330.