Палеогеография каргинского межледниковья (межстадиала) в Западной Сибири 50(55)-23 тыс. Лет

БЮЛЛЕТЕНЬ КОМИССИИ РАН ПО ИЗУЧЕНИЮ ЧЕТВЕРТИЧНОГО ПЕРИОДА

№ 64, 2001 г.

ПАЛЕОГЕОГРАФИЯ КАРГИНСКОГО МЕЖЛЕДНИКОВЬЯ (МЕЖСТАДИАЛА) В ЗАПАДНОЙ СИБИРИ 50(55)-23 ТЫС. ЛЕТ

В.С.Волкова

Для восстановления палеогеографии каргин-ского межледниковья необходимо рассмотреть строение отложений каргинского горизонта. Как выяснилось, каргинский горизонт в настоящее время не имеет стратотипа. Ранее им считался разрез на мысе Каргинском в низовьях Енисея, описанный В.Н. Саксом [Сакс, Антонов, 1945]. Морские отложения здесь оказались казанцев-скими (ЭПР-121,9 тыс. лет). В южных и центральных районах Западной Сибири к каргин-скому горизонту относятся аллювиальные и озерные отложения, имеющие радиоуглеродный возраст от 50(55) до 23 тыс. лет (третья изотопно-кислородная стадия) и пользующиеся повсеместным распространением в долинах ЗападноСибирских рек.

На севере равнины на нижней Оби, горизонт подразделен на три подгоризонта: нижнекаргин-ский (харсоимский), лохподгортский и верхне-каргинский. К первому относятся осадки харсо-имской трансгрессии и синхронные ей аллювиальные и озерные золотомысские слои, с которыми связаны ледниковые образования небольшой ледниковой подвижки и, наконец, последний подгоризонт слагают аллювиальные отложения, традиционно считавшиеся каргинскими.

Западная Сибирь в каргинский межстадиальный век 50(55)-23 тыс. лет имела облик невысокой аккумулятивно-денудационной равнины, мало отличающейся от современной. Об этом свидетельствуют аллювиальные осадки, распространенные повсеместно во всех долинах как крупных, так и местных мелких рек. Нижнекар-гинский (золотомысский) аллювий фациально замещается в устье Оби морскими харсоимскими слоями, сформировавшимися во время небольшой трансгрессии, следы которой устанавливаются на арктических побережьях вдоль Обской губы и Енисейского залива.

В лохподгортское время, примерно 30-35 тыс. лет назад, в низовьях Оби установлена небольшая ледниковая подвижка, а в долине Нижней и Средней Оби, Енисея, а также Нижнего Иртыша - накопление регионально распростра-

ненных озерных слоев с крупными псевдоморфозами по ледяным клиньям.

Верхнекаргинская генерация аллювия сохранилась более фрагментарно, а в ледниковой зоне нередко полностью эродирована в последнюю (сартанскую) ледниковую эпоху. Таким образом, в развитии гидросети фиксируется три этапа. К ранне- и позднекаргинскому времени относятся две разновозрастные генерации аллювия с местными названиями, вложенные друг в друга и разделенные либо этапом озерной седиментации, либо местным перерывом. Они образуют, залегая на различных гипсометрических уровнях, две разновысокие погребенные каргинские террасы. Последние перекрыты раннесартанскими озерными осадками и экспонированы в современном рельефе в форме двухступенчатой II надпойменной террасы; высотой в 20-30 и 18-20 м [Палеогеография..., 1980; Кривоногое, 1988].

Раннекаргинское (харсоимское) время

Раннекаргинские морские осадки обнаружены на севере равнины. Каргинская бореапьная трансгрессия [Гудина, 1976; Левчук, 1984] вторглась небольшими заливами в прибрежные приморские низменности и проникла в приустьевые участки рек (рис. 1). Ее бореальный характер обусловил трехкратную смену палеоклиматиче-ских условий. Морские заливы в дельте Оби, на Ямале и Гыдане (бассейн р. Мессояха), на Таймыре были мелководными и в начале относительно холодными. В них обитали преимущественно холодноводные виды фораминифер, свидетельствующие о температуре придонных вод около 0°С летом и отрицательных зимой. Палинологическими исследованиями осадков, обнажающихся вдоль правого берега Надымской Оби между Салехардом и устьем р. Вануйто, в зоне современной лесотундры выявлены две фазы в развитии растительности - безлесные ландшафты и сосново-березовые редколесья с примесью кедра. Последняя фаза выявлена М.Р. Вотах в скважинах, пробуренных в районе Салехарда.

Рис. 1. Палеогеографическое районирование покрова четвертичных отложений Западно-Сибирской равнины.

Максимальные размеры трансгрессий: 1 - в обское (турухан-ское) и салемапьское (санчугов-ское) время; 2 - в казанцевский и 3 - в каргинский века; 4 - зона распространения подпрудных бассейнов (показаны южные границы подпрудных ледниковых озер); 5 -южная приподнятая часть равнины с широким пространственным развитием лессовых покровов и палеопочв.

Субширотные пояса краевых ледниковых образований самарского (зт), тазовского (ф, предположительно раннезырянского или ермаковского (21), сартанского (гЗ) оледенений.

70'

82'

94'

О 500 км

I I I

В максимум трансгрессии море проникло в низовья Оби и Енисея, расширило свои границы на Таймыре, Гыдане, Ямале. Из отложений максимума трансгрессии установлены две ассоциации фораминифер [малохетская и щучинская, Гудина, 1976]. В составе ассоциаций присутствуют не только бореальные, арктобореальные, но и бореально-лузитанские и лузитанские виды, обитающие в настоящее время западнее Кольского полуострова в зоне влияния Гольфстрима. Это позволяет говорить о положительных придонных температурах и малой ледовитости моря.

Таким образом, первая половина каргинской трансгрессии приходится на харсоимский век, поэтому существенно отметить, что в осадках лохподгортского интервала (подгоризонта) фо-раминиферы не обнаружены. Возможно, в это время началась уже регрессия моря, хотя развер-

тывалась она позднее, в позднекаргинский век. Море становилось холоднее, в ассоциации фораминифер происходила перегруппировка видов с преобладанием холодноводных форм, что указывает на понижение температур придонных вод на 0°С или даже до отрицательных значений [Лев-чук, 1984].

На суше растительность начала каргинского века изучена в Шурышкарском обнажении на Оби, где наблюдается почти непрерывный разрез озерных осадков от ленточных хашгорских глин к раннекаргинской (харсоимский подгоризонт) пачке переслаивающихся глин, алевритов и песков с линзами торфа. Эта пачка - шурушкарские слои относится к нижней части харсоимского подгоризонта с, верхним хронологическим рубежом, который контролируется радиоуглеродной датой 42500+1200 (СО АН-646) лет, а нижний

1

предполагается около 50-55 тыс. лет. Если ленточные глины накапливались в условиях развития лесотундровой растительности, то перекрывающие их алевриты содержат спектры, в которых пыльца древесных и травянисто-кустарничковых растений присутствует примерно в одинаковом количестве. Древесные породы представлены пыльцой березы и сосны, постоянно присутствует пыльца ели, кедра и ольхи. Пыльцы кустарниковых берез и ольховника становится меньше, но она встречается по всему слою. В группе трав резко возрастает роль пыльцы осок, увеличивается количество злаковых. Появляется пыльца семейств, не встречавшаяся в подстилающих ленточных глинах, - лютиковых, розоцветных, кипрейных, колокольчиковых, валериановых и др. Начинают преобладать споры папоротников и зеленых мхов. Можно допустить, что при формировании этих отложений здесь произрастали леса северотаежного типа с развитым травянистым покровом.

Выше по разрезу в озерных песках с прослоями торфа количество пыльцы древесных пород возрастает до 75% с преобладанием пыльцы сосны (более 50%). Содержание пыльцы травянистых растений меняется от 39% в нижней до 11% в верхней части слоя. В том же направлении уменьшается количество спор. Описанные спо-рово-пыльцевые спектры приближаются по своему составу к субрецентным спектрам из южной части северотаежных лесов. В настоящее время в районе этого разреза растут северотаежные лист-веннично-еловые леса, местами переходящие в лиственничные северотаежные редкостойные леса с участием ели и сосны.

Таким образом, за время формирования супесей (алевритов) и песков с торфом произошла трехфазовая смена растительности от лесотундр к редкостойным северотаежным лесам и к северотаежным лесам южной ее части.

Выше песков и супесей с торфом залегают озерные глины с прослоями торфа. Эти отложения формировались уже в условиях развития темнохвойных лесов с примесью сосны и березы. Среди темнохвойных пород отмечается максимум пыльцы кедра. В составе пыльцы трав появляется пыльца гречишных, крестоцветных, розоцветных, синюховых и водных - рогозовых, кувшинковых, рдестовых, отмечается максимум спор чистоуста - растения торфяных и лесных болот. Вероятно, спорово-пыльцевые спектры отражают распространение лесотундровых, редкостойных смешанных лесов, существовавших, судя по радиоуглеродной дате из линзы торфа

42000±1250 (СО АН-646) лет назад. Этот торф был подвергнут палеокарпологическому изучению.

В.П. Никитин [1970] отметил, что ископаемая флора, на первый взгляд, напоминает флору "диагональных песков" с Аго11а Ше^1аааНса, Охупа Лист агсИсш и др. Тем не менее,

отнесение ее к тобольскому межледниковью было бы ошибочным, для "диагональных песков" характерна более глубокая степень фоссилиза-ции фитодетрита, обилие видов Ро1ато§е1:оп, представленных многочисленными плодиками, наличие фригорифилов вместе с отсутствующими в нашей флоре локальными термофилами, в частности, нимфейнными и наядами, большее участие луговостепных трав и некоторые другие признаки. По мнению В.П. Никитина, флора имеет позднечетвертичный возраст. Она формировалась в пойменном болоте, периодически затоплявшемся полыми водами в подзоне северной тайги, в климатической обстановке вполне близкой к современной или быть может чуть более мягкой. Таким образом, присутствие во флоре мегаспор АгоПа Ше^1аааИса следует объяснить переотложением. Она безусловно не могла существовать вблизи северной окраины таежной зоны.

Наращивание разреза с частичным перекрытием наблюдается в обнажении Золотой мыс на нижней Оби. Харсоимский подгоризонт представлен в нем золотомысскими аллювиальными слоями с размывом, залегающими на хашгорт-ской морене. В спектрах повторяется фаза лесотундры и добавляется еще две - северотаежных лесов и вновь лесотундры. Последняя датирована по радиоуглероду в 39-40 тыс. лет. Это подтверждает ее хронологическое положение вблизи границы харсоимского с лохподгортским подго-ризонтами.

Сравнение спорово-пыльцевых диаграмм по трем расчисткам на северном берегу Шурышкар-ского сора и по обнажению у Золотого мыса на Оби свидетельствует о неоднократных изменениях растительного покрова в течение харсоимского времени. Две фазы лесотундры фиксируют соответственно окончание раннезырянского оледенения (сухой и холодный климат) и начало лохподгортского стадиала с его более влажным, но суровыми условиями. Фазы в промежутке между ними указывают на теплые для этих районов климатические условия. Во время шуруш-карской фазы произрастали северотаежные леса южной подзоны, а во время золотомысской -леса типа северной тайги (примерно 38-40 тыс. лет назад) между ними выделяется этап, включающий фазы лесотундры и тундры. Это было

относительно влажное и холодное время (около 42-44 тыс. лет назад).

Лохподгортское время

Спорово-пыльцевые спектры лохподгортско-го подгоризонта (морена с прослоями ленточных глин, залегающих поверх золотомысского аллювия) указывают на похолодание климата1. В их общем составе уменьшается содержание пыльцы древесных пород, среди которой доминирует пыльца березы, в том числе карликовой и ольхи. В группе травянистых растений много пыльцы разнотравья, полыней, злаковых, присутствуют споры сфагновых и зеленых мхов, папоротников, плаунов, в том числе Lycopodium selago, L. annot-irtum. Спектры сходны с описанными для нижнезырянских отложений. По ним можно воспроизвести ландшафты елово-сосновых и березовых редколесий и зарослей кустарничковой березки и ольхи. Общая степень заболоченности была высокой. Тип растительности существенно отличался от типа растительности золотомысского времени, когда в низовьях Оби произрастали северотаежные леса. В лохподгортский век они деградировали и отступали к югу.

Лохподгортские водно-ледниковые и ледниковые осадки замещаются пачкой озерных глин в долине нижней Оби южнее Золотого мыса и далее вверх по долине среднеобскими слоями [Архипов и др., 1973]. По данным палинологических исследований, смена растительности в казым-ское время последовательно происходила от северотаежных лесов к лесотундрам и снова к северотаежным лесам. Ранний этап, очевидно, относится к интервалу переходному от золотомысского к казымскому, а поздний - от казымского к каргинскому векам. Следовательно, в собственно лохподгортское время (подгоризонт) на нижней Оби в современной зоне северной и частично средней тайги существовали лесотундра и тундра, а климатические условия были достаточно суровыми и влажными. С этим хорошо согласуются криогенные текстуры в казымских и сред-необских озерных толщах, образующих систему псевдоморфоз по ледяным клиньям [Палеогеография..., 1980].

Позднекаргинское время

В начале позднекаргинского века, судя по палинологическим данным обнажения Золотой

Лохподгорская морена с прослоями ленточных глин локализована только в горах и низовьях Оби. В других районах лохподгорскому времени соответствует хорошо выраженная фаза похолодания.

мыс, началось продвижение лесов к северу. Уже в слое глин, перекрывающих лохподгортскую морену и связанных с ней постепенным переходом и близостью генезиса, в спектрах увеличивается содержание пыльцы хвойных: ели до 17, сосны до 30, сибирского кедра до 15%, встречается пыльца пихты. Очевидно, климат стал несколько теплее. Из песчаных аллювиальных осадков, залегающих на лохподгортских глинах с размывом наблюдается увеличение количества пыльцы древесных пород (до 60%) и спор (до 32%). Облесенность территории увеличилась. Появились елово-кедрово-сосновые и березовые леса, по долинам - ольшаники. Об этом изменении в составе лесов свидетельствует и большое количество спор папоротников. Таким образом, основная часть аллювия, представленная озерно-старичными глинами с торфом, датированным по радиоуглероду в 29500+520 (СО АН-974) лет, формировалась в условиях существования лесной растительности типа северотаежных лесов близких по составу к произраставшим в золото-мысское время. В общем составе пыльцы и спор доминируют древесные породы (46-52%), пыльцы трав не более 20%, а спор - 28%. Отмечается большой процент пыльцы хвойных пород (сосна 43%, ель 18%), из пыльцы лиственных пород -береза (до 33%). Среди травянистых растений первое место принадлежит полыням (до 30%), затем злакам и разнотравью. В составе спор преобладают Lycopodium selago (20-18%).

Менее благоприятными были климатические условия в конце позднекаргинского века 26900 (СО АН-965) - 252801340 (СО АН-964) лет назад. Этот возраст имеют аллювиальные слои (пески с прослоями алеврита и торфа), обнажающиеся на правом берегу Оби, около устья р. Тугнян-Юган. Они с размывом залегают (длительным перерывом в лохподгортское и, вероятно, в начале позднекаргинского времени) на кормужиханских озерных глинах (ТЛ-110±14 тыс. лет назад) и перекрываются сартанскими озерными осадками уртамскими слоями, имеющими радиоуглеродный возраст от 22(21) до 16(15) тыс. лет назад [Палеогеография..., 1980]. Исследованиями Т.П. Левиной [1979] выявлено четыре фазы березового редколесья - безлесной перигляциальной - березового редколесья и вновь безлесной перигляциальной растительности. Вторая и четвертая характеризуются господством в спектрах пыльцы недревесных пород, главным образом злаков, в меньшей степени разнотравья, присутствием пыльцы эфедры, кустарничковой березки, ивы, спор сфагновых мхов и арктических плаунов. Фаза березового редколе-

сья выделяется увеличением пыльцы древесных, среди которой преобладает пыльца берез, а среди трав - злаки и разнотравье. Приведенные данные свидетельствуют о том, что похолодание кульминировавшее в сартанский пессиум 20-18 тыс. лет назад началось во второй половине поздне-каргинского века около 26-25 тыс. лет назад.

Таким образом, следует отметить, что для каргинского века фиксируется неоднократная смена растительности от безлесных ландшафтов к лесотундровым редколесьям и северотаежным лесам, которые, по крайней мере, однажды в оптимум сменились лесами южной подзоны северотаежной зоны. Климатическая кривая [Волкова, 1991, табл. 1], построенная по палинологическим данным свидетельствует о колебаниях климата от холодного арктического к субарктическому и близкому к современному - умеренно-холодному с весьма вероятным отклонением до положения "теплее современного". По данным

палинологии можно выделить три "теплых" и два холодных интервала. Позднекаргинское потепление, вероятно, отличалось ровным умеренно холодным климатом, близким к современному. Два первых - шурышкарское и золотомысское -были кратковременными, очевидно, не более двух-трех тысячелетий. Они разделены похолоданием на рубеже около 44-45 тыс. лет назад. Поэтому золотомысский теплый этап попадает в интервал от 40(38) до 44 тыс. лет, а шурышкар-ский, видимо, был в промежутке от 45 до 50 тыс. лет. Шурышкарский интервал характеризовался развитием в районе Салехарда северотаежных лесов, что и позволяет предполагать в это время климат несколько теплее современного для субарктических районов Западной Сибири. Лохподгортское похолодание продолжалось, видимо, около 7-10 тыс. лет назад, хотя его песси-мум попадает скорее всего в интервал 30-33 тыс. лет назад1.

Литература

Архипов С.А. Стратиграфия и геохронология террас и погребенных долин в бассейне Верхней Оби //Плейстоцен Сибири и смежных областей. М.: Наука, 1973. С. 7-21.

Волкова B.C. Колебания климата в Западной Сибири в позднеплейстоценовое и четвертичное время // Эволюция климата, биоты и среды обитания человека в позднем кайнозое Сибири. Новосибирск: Изд-во ИГиГ СО АН СССР, 1991. С. 30-40.

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

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

Левина Т.П. Палинологическая характеристика отложений позднечетвертичной ледниковой эпохи в

долине Средней Оби // Стратиграфия и палинология мезозоя и кайнозоя Сибири. Новосибирск: Наука, 1979. С. 74-98.

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

Никитин В.П. Четвертичные флоры Западной Сибири (семена и плоды) // История развития растительности внеледниковой зоны Западно-Сибирской низменности в позднеплейстоценовое и четвертичное время. М.: Наука, 1970. С. 245-312.

Палеогеография Западно-Сибирской равнины в максимум позднезырянского оледенения. Новосибирск: Наука, 1980. 107 с.

Сакс В.Н., Антонов К. В. Четвертичные отложения и геоморфология района Усть-Енисейского порта. Л., 1945. 117 с.

1 В статье В.С.Волковой содержится несколько дискуссионных моментов, на которые необходимо обратить внимание читателя. Первое, присутствие в раннекаргинских отложениях лузитанских форм фораминифер вызывает большое сомнение, поскольку в каргинских отложениях восточной части Баренцева моря они отсутствуют. Далее, в толще лохподгорских отложений очень смущает наличие в низовьях Оби морены и ленточных глин. Если это действительно так, то возникает вопрос о правомерности употребления для всего описываемого интервала времени термина межледниковья и даже межста-диала.

По нашему мнению, морена, возможно, перекрывает казанцевские действительно межледниковые отложения. И является более древней, чем постулирует В.С.Волкова. Одновременно не исключено, что эта морена может соответствовать морене в начале среднего вапдая (по Мангеруду в конце третьей изотопной стадии), но тогда еще более остро встает вопрос о так называемом каргинском межледниковье или межстадиале в понимании В.С.Волковой.

Тем не менее, в статье В.С.Волковой содержиться интересный материал, дающий возможность подойти к более дробно-муподразделению позднего плейстоцена. Это послужило основой, несмотря на высказанные замечания, для ее публикации в настоящем номере Бюллетеня (Прим. ответств. редактора).