Free Student HQ / FSHQ / "Штаб-Квартира свободного Студента"

Голоцен / Современное межледниковье

По мнению некоторых авторов (Хотинский, 1977, 1981), голоцен мало отличается от прошлых межледниковий; лишь усиление антропогенного фактора придает этому периоду, подходящему уже к концу, некоторую специфичность. Согласно А.А. Величко (1982), голоцен является наиболее прохладным межледниковьем плейстоцена. Некоторые авторы, например С. Мейер (Meier, 1980), принимают голоцен за продолжение ледниковья на основании существования гренландского и антарктического ледовых покровов.

Считается, что в голоцене было пять глобальных похолоданий: 9,5; 8,3; 4,0; 2,0; 0,5 тыс. лет назад (Кинд, 1979). В Альпах в голоцене происходили многочисленные наступания ледников, а гипситермал отчетливо не выражен (Grove, 1979). В хребте Брукса (Аляска) в течение голоцена выявлено восемь основных подвижек ледников (Calkin, Ellis, 1982). Авторы считают, что 5-4 тыс. лет назад на севере Аляски начался неогляциальный этап и образовались каровые ледники, которые в настоящее время деградируют (Ellis, Calkin, 1979).

В голоцене происходили глобальные изменения климата, обусловленные возрастанием скорости вращения планеты, с чем скоррелированы извержения вулканов, спрединг океанического дна и активизация тектоники плит (Фейрбридж, 1982).

По мнению А.А. Величко (1980), криогенные области существуют в настоящее время вследствие инерционности климата, который в течение последних 15 тыс. лет постепенно теплеет, и теоретически уже теперь возможен безледный режим. Согласно А.А. Величко, современная сруктура широтной зональности отвечает климату переходного типа, и при изменении теплового режима могут произойти крупные перестройки зональной структуры.

Для хроностратиграфического подразделения голоцена рекомендовано использовать известную схему Блитта-Сернандера в глобальном масштабе (Кёнигссон, 1984). Согласно этой схеме голоцен делится на периоды (в тыс. лет): пребореальный (10-9), бореальный (9-8), атлантический (8-5), суббореальный (5-2,5) и субатлантический (2,5-0). В атлантический период голоцена существовал некий голоценовый оптимум.

Для большинства районов Северной Евразии климатический оптимум приходится на вторую половину атлантического периода (6-5 тыс. лет назад). Существуют, однако, и региональные климатические оптимумы: на севере Русской равнины - в средней суббореальной фазе (4,1-3,2 тыс. лет назад), в Сибири и на Дальнем Востоке - в бореальном периоде. Таким образом, следует различать общерегиональные и региональные климатические оптимумы (Хотинский, 1982). В Северной Атлантике отмечен иной интервал потепления в голоцене. Благоприятные океанографические и 304 климатические условия в восточной части Норвежско-Гренландского моря после последнего оледенения существовали всего 8-6 тыс. лет назад (Thiede, 1982).

Уже небольшое увеличение температуры (менее чем на 3°) при переходе к климатическому оптимуму вызвало избыточное увлажнение и резкий рост заболачивания, но на севере континентов было суше, чем теперь (Дроздов, 1982). На основе расчетных данных по СПС (Бурашникова и др., 1982), для голоценового оптимума (6-5 тыс. лет назад) на территории бывшего СССР установлены температуры июля немного севернее 48° с.ш. на 1-2° выше современных, на севере и северо-востоке, а также на Камчатке на 3—4°. На широте 40-50° палеотемпературы практически не отличались от современных, а южнее (Средняя Азия, юго-восток России) они понижались на 1°. Среднеянварские температуры были на 1-2° выше современных, а на севере Западной Сибири на 5-6°. Среднегодовое количество осадков почти не отличалось от современного в европейской части бывшего СССР, на севере Западной Сибири и на северо-востоке (около 60° с.ш.), но на северной окраине суши оно было выше на 50 мм. Авторы пришли к выводу о метахронности климатических колебаний в разных районах во время климатического оптимума.

В Восточной Сибири и на Дальнем Востоке в голоцене повышение температур происходило севернее 54° с.ш., а между 50-54° с.ш. температурный режим мало отличался от современного, местами происходило даже снижение температур по сравнению с современными (Суетова я др., 1979). Отмечается, что в голоценовых перестройках растительного покрова отчетливо прослеживается влияние моря. Вблизи побережий фазы изменения растительности, соответствующие смягчению и ухудшению климата, сглажены (тундра-лесотундра), а в континентальных районах они контрастнее (тундра-лес) (Боярская, Киселев, 1980). Поэтому во время раннеголоценовой трансгрессии в приморских районах не произошло существенного улучшения климата.

В голоцене в прибрежных районах Северо-Востока Азии развивались кустарниково-травянистые тундростепи, в континентальных - лесотундры. Похолодание в суббореальное время привело к широкому развитию травянисто-кустарниковых и моховых тундр, а в континентальных - к сокращению площади древесных пород (Боярская, 1980).

С окончанием сартанского периода Берингия перестала существовать. Однако у нас есть реальная возможность охарактеризовать не только современное, но и плейстоценовое межледниковье.

Пока льды не исчезли полностью, климат был холодным и влажным. Переход от позднего сартана к голоцену датируется 10 300±100 лет назад (Кинд, 1973). Приблизительно 10 тыс. лет назад, по Д. Хопкинсу (Hopkins, 1972), произошло резкое глобальное потепление. На Аляске оно фиксируется обилием пыльцы ольховника (Alnus). Берингия начала затопляться.

К раннему голоцену А.П. Пуминов с соавторами (1972) относит трансгрессию пролива Лонга, отделившую о-в Врангеля от материка. По мнению авторов, она могла быть обусловлена эвстатическим подъемом уровня океана. Однако не проявляется ли здесь действие гляциоизостазии? Согласно этой концепции, Амгуэмо-Куветский массив, освободившись ото льда, начал подниматься, а смежные участки шельфа опускаться. Сомнение в данном случае вызывает лишь незначительность оледенения и, следовательно, малая толща льдов, не способных оказать мощное давление.

Однако посмотрим, что же в. это время происходило на Канадском Арктическом архипелаге. Впрочем, последнего как такового не существовало: на его месте была сплошная суша, и, как полагают Б. Крэг и Дж. Файле (1965), современные проливы между островами представляют собой затопленные троги. Архипелаг поднялся вследствие гляциоизостазии по окраине Канадского ледяного щита. Поднятие не достигло высшего компенсаторного уровня, так как и сам архипелаг частично находился подо льдами. Известно, что северо-западная его часть льдами не покрывалась, следовательно, можно предполагать, что толща льдов в восточной части не была значительной. Тем не менее, отступание ледника вызывало гляциоизостатическое, по мнению Б. Крэга и Дж. Файлса (1965), поднятие. Эти авторы пишут: "Скорость поднятия была особенно велика во время отступания ледника. Максимальное поднятие суши произошло в течение первых (более пяти) тысяч лет; последующее поднятие происходило медленнее". Но оно происходит и в настоящее время. Еще Г. Симмонс (Simmons, 1913) отметил продолжавшееся поднятие архипелага, о чем он судил по свежему плавнику на высоте нескольких десятков метров над береговой линией, по обрывкам ламинарий, еще не потерявшим запах (на высоте 60 м), а также по следам эскимосских поселений.

По-видимому, поднятие Канадского Арктического архипелага шло на фоне общего погружения Северного шельфа, к которому условно можно отнести данный архипелаг, поэтому троговые долины, разделяющие острова, не поднялись выше уровня моря. В суммарном эффекте поднятия и опускания последнее оказалось более значительным. К этому добавляется гляциоэвстатический подъем уровня Мирового океана.

До недавнего времени ничего не было известно о сейсмической активности архипелага, поскольку ощутимых подземных толчков там не наблюдалось. Установление сейсмических станций выявило слабые подземные толчки (Юинг, 1968), которые свидетельствуют об унаследованной сейсмической активности. Последняя, как уже говорилось, обусловливает тектонические движения, инициированные давлением льдов на сушу. Считается, что разломы, параллельные берегу Северного Ледовитого океана, на о-ве Принс-Патрик связаны с изостатическим выравниванием.

Вероятно, аналогичное осложненное движение земной коры происходило на о-ве Врангеля. Согласно М.Т. Кирюшиной (1965), там имеются следы оледенений позднего плейстоцена, но, возможно, следы других оледенений просто не определены. Этот автор считает, что в конце зырянского оледенения началось поднятие, в каргинское время (интергляциал) - опускание, сартанское оледенение происходило при более высоком стоянии суши, так как его морены находятся на шельфе острова.

Во время оледенений на Чукотке шельф осушался и о-в Врангеля представлял собой горный массив на суше, поэтому вывод М.Т. Кирюшиной (1965) о том, что оледенения на острове, за исключением сартанского, возникали и развивались в условиях относительно высокого стояния уровня моря, вступает в противоречие с весьма распространенной теперь схемой. Едва ли можно сомневаться, что оледенения о-ва Врангеля были синхронны оледенениям материковой Чукотки. Следовательно, на острове сказывалось поднятие шельфа под действием гляциоизостазии, но сам остров, будучи покрыт льдами, испытывал тенденцию к опусканию и также под действием гляциоизостазии, только с обратным знаком. Преобладало поднятие шельфа, поэтому "остров", по всей вероятности, был ниже по абсолютной высоте, являясь частью суши. Возможно, что в самом конце зырянского оледенения, когда ледники уже освободили часть территории острова, а шельф начал погружаться, на остров проникли мамонты. Не исключено, что их загнала туда трансгрессия, отрезавшая путь на материк. Их остатки найдены в каргинских слоях осоково-гипнового торфа с клиньями льда (Яшина, 1959; Кирюшина, 1965).

В каргинское время остров опускался вместе с шельфом гораздо интенсивнее, чем поднимался в результате гляциоизостазии. В период сартанского оледенения остров погружался, но менее резко, чем "всплыл" вместе с шельфом. После сартанского оледенения шельф погрузился так, что морены оказались Ниже уровня моря, сам же остров продолжает подниматься и теперь. Об этом свидетельствуют граница распространения молодых илов, совпадающая с отметкой +10 м, и более высокие береговые валы, расположенные дальше от берега (Кирюшина, 1965). Современное поднятие о-ва Врангеля очень хорошо демонстрирует Действие принципа гляциоизостазии в применении к последнему оледенению, значительно уступавшему по мощности предшествующим.

В связи с этим Ю.П. Дегтяренко (1971) проводит параллель с данными Дж. Кригера и Д. Макманэса (Creager, McManus, 1967) по Аляске, согласно которым 17-13 тыс. лет назад береговая линия находилась на современных глубинах, около 50 м. В районе о-ва Врангеля следы древней береговой линии обнаружены на таких же глубинах. По глубинам дельт чукотских рек прослеживается ход трансгрессии: на глубине 58 м 17-13 тыс. лет назад, на глубине 33-34 м 12 тыс. лет назад, начало формирования современной дельты 6-3 тыс. лет назад. Согласно П.А. Каплину и соавторам (1968), 6 тыс, лет назад уровень Чукотского моря был на 10 м ниже современного. В более поздней работе сказано, что послеледниковая трансгрессия замедлялась, когда уровень Чукотского моря был на 12-16 и 5-8 м ниже современного. В это время вырабатывались абразионные террасы против участков берегов с выходами коренных пород (Каплин и др., 1971). По Дж. Каррею (1968), замедление темпов повышения уровня океана началось 7 тыс. лет назад. А ранняя трансгрессия характеризовалась очень быстрыми темпами, так что "скорость седиментации не могла соответствовать скорости перемещения береговой линии". Поэтому ледниковые и водно-ледниковые отложения, образовавшиеся на шельфе, сохранились непогребенными, почему и выносятся в настоящее время к берегам, формируя бары (Каплин и др., 1971).

М.Т. Кирюшина (1965) справедливо считает, что серые илы на шельфе Чукотского полуострова, имеющие возраст 10-20 тыс. лет, относятся к сартанскому оледенению. Но поскольку шельф в то время был осушен, то илы не могли образоваться на суше. Очевидно, это лёссы, погрузившиеся с шельфом в море.

Северо-восточный сектор ледяного щита в Северной Канаде отступал от периферии к внутренней части 12,4-7 тыс. лет назад (Крэг, Файле, 1965). А северный склон хребта Брукса освободился ото льда, по С. Портеру, 7241±95 лет назад (Кирюшина, 1965).

Северный склон хребта Брукса лежит на одной широте с северным склоном Амгуэмо-Куветского массива, и есть все основания полагать, что с этого массива льды исчезли примерно тогда же, когда и с хребта Брукса. По всей вероятности, на Чукотке происходит гляциоизостатическое поднятие, аналогичное поднятию Скандинавии (Монин, 1972), причем наибольшее поднятие,, по-видимому, приходится на наивысший горный узел - Амгуэмо-Куветский массив, который мог выступать как один из центров и максимального, и последующих оледенений на Чукотке. Ю.П. Дегтяренко (1971) сообщает о значительном современном поднятии приморской части Чукотки, примыкающей к Амгуэмо-Куветскому массиву. Напротив, более восточное побережье, т.е. побережье собственно Чукотского полуострова, опускается (Каплин 1971).

По П.А. Каплину с соавторами (1971), в районе мыса Барроу берег отступает со скоростью 2 м/год, а берега моря Лаптевых разрушаются со средней скоростью 12 - 15м/год. Можно было бы думать, что разрушение берегов само по себе еще не говорит об их опускании, но об этом свидетельствует, согласно П.А. Каплину и соавторам (1971), весь комплекс особенностей динамики и строения полярных берегов. Опускаются не только северные берега Чукотки. По представлениям А.С. Ионина и соавторов (1960) "Чукотский горный массив (Чукотская глыба) испытывает поднятие, однако его берега в настоящее время погружаются. Погружение скорее всего связано с опусканием северо-западной части дна Берингова моря.

В нижнем голоцене, согласно некоторым данным, на Чукотке климат был теплее современного. В низовьях Амгуэмы найдены древесные остатки, имеющие абсолютный возраст 93501230 лет (Дегтяренко, 1971). Ю.П. Дегтяренко сопоставляет с ними споровопыльцевые спектры с низовьев р. Рывеем (район, расположенный посередине между мысами Биллингса и Шмидта), в который наряду с морской фауной имеется пыльца (до 32%) древесных, включающая пыльцу Betula sect. Albae.

На р. Березовке (Анадырский лиман) найдена древесина лиственницы (Larix), имеющая абсолютный возраст 7800±140 лет (Баранова, Бискэ, 1964).

Накопление верхней части илов сопровождалось развитием березовых редколесий с карликовой березкой, ольховником и ивой (по мнению Ф.М. Левиной, это время соответствует климатическому оптимуму). Приведенное представление как будто свидетельствует о том, что обстановка в раннем голоцене и во время климатического оптимума (средний голоцен) была сходной и более благоприятной для развития древесной растительности, чем современная.

Однако, по данным Р.Е. Гитерман с соавторами (1968), "климатические условия раннего голоцена, судя по составу растительности, были, по-видимому, близки к современным... на Чукотском полуострове господствовала кустарниковая тундра". Это же подтверждают палинологические и радиоуглеродные данные по западной Берингии Г.Г. Карташовой (1973, 1976) и А.В. Ложкина (1973, 1976). Согласно последнему автору, климат в начале голоцена был холодный и влажный, хотя 12-11 тыс. лет назад произошло некоторое потепление. По-видимому, это потепление оживило вестную, пережившую оледенение растительность Чукотки, но не вызвало существенного ее обогащения мигрирующими элементами (особенно древовидными), так как льды в горах Северо-Востока Азии еще сохранились, представляя собой серьезную преграду для мигрантов с запада и юго-запада.

Ряд бореальных по типу распространения видов, переживших это оледенение в локальных убежищах, в том числе ель (Picea) и лиственница (Larix) на Майне, могли испытывать некоторое оживление и выйти за пределы убежища.

На побережье о-ва Раутан в Чаунской губе в образцах сфагново-осокового торфа с глубин 50 см и 1 м С.Г. Павловым обнаружена пыльца Larix, Pinus (по-видимому, кедрового стланика), Betula и Alnus (Тюлина, 1936). По свидетельству Л.Н. Тюлиной, близ мыса Дежнева в среднеразложившемся осоковом торфе найдена пыльца ели, а также лиственницы, березы, сосны. Сопоставление этих данных показывает, что миграция древесных пород происходила не только с юго-запада, со стороны анюйской тайги, но и с юга, через современное Анадырское плато. Естественно, что вместе с древесными формами мигрировали многочисленные низкорослые лесные растения.

Малое распространение льдов в сартанское время является причиной быстрой их деградации, так как уже спустя 3-4 тыс. лет начинается период климатического оптимума (8-4,5 тыс. лет назад) (Ложкин, 1973).

6 тыс. лет назад уровень моря был еще на 20 м ниже современного (Каплин, 1971), и если это так, то климат северного побережья современной Чукотки был континентальнее, чем теперь. В таком случае легко допустить, что в кустарниковых тундрах встречались в благоприятных условиях и древесные формы, как предполагает Ю.П. Дегтяренко (1971), но маловероятно, что деревья росли по берегам лагун и йх пыльца осаждалась совместно с морскими организмами. Скорее эта пыльца приносилась водой из недалеких гористых местностей. По другим данным, "голоценовая трансгрессия моря... достигала близкого к современному уровня на побережьях Аляски, Чукотки и Канады около 7-6 тыс. лет назад" (Ломанченков).

Во время голоценового климатического оптимума (называемого также гипситермал, альтитермал, неотермальное время) граница леса значительно продвигалась на север и северо-восток Азии (Сочава, 1933; Тихомиров, 1944, 1947; Гитерман и др., 1968; Петров, 1965; Petrov, 1967, и др.). "Современные средние температуры на 2-3°С ниже среднеголоценового максимума (около 6000 лет назад) и на 5-7°С выше последнего ледникового максимума" (Фэйрбридж).

В то время произошло частичное осушение раннеголоценовых морских террас на Северной Чукотке, на которых также развивались торфяники 1—1,5 м мощности (Пуминов и др., 1972). Напротив, некоторые низкие приморские террасы, по-видимому, затоплялись, в частности, на Южной Чукотке близ пос. Шахтерского. Ю.П. Дегтяренко (1971) считал, что на Северной Чукотке в середине голоцена море проникло до подножий гор. B.C. Ломаченков (1972) пришел к мнению о существовании трех этапов голоценовой трансгрессии: трансгрессивного, регрессивного и современного. К сожалению, временных привязок этот автор не дает. Он предполагает, что "в конце регрессивного периода береговая линия располагалась на шельфе Чукотского моря, где-то в районе 10-20-метровых современных глубин"). Об этом, по его мнению, свидетельствуют затопленные участки долин рек протяженностью 3-5 км. По данным А.С. Ионина и соавторов (1960), современные берега Анадырской низменности поднимаются.

Щ.Ш. Гасанов (1969) пишет, что "во второй половине голоцена после термического оптимума произошло повсеместное поднятие территории, контролируемое по эрозионному врезу гидросети в аллювий первой террасы и возникновению абразионного уступа в отложениях первой морской террасы. Вслед за этим произошло поднятие уровня моря, связанное с окончательным таянием ледников. Признаки среднеголоценовой трансгрессии выявлены на побережьях Северной Америки (Fairbridge, 1959; Саггау, 1961) и дальневосточных морей (Соловьев, 1959); поэтому вывод о гляциоэвстатической природе этого поднятия кажется вполне обоснованным". На Аляске Д. Хопкинсом (Hopkins, 1965) выделена голоценовая крузенштернская трансгрессия, сформировавшая 11-6 тыс. лет назад высокие морские террасы на юге и юго-востоке Аляски. Однако Д. Хопкинс полагает, что 6- 5 тыс. лет назад уровень моря был на 3 м ниже современного. Следовательно, террасы поднялись вместе со смежными территориями в результате гляциоизостазии. Послеледниковое эвстатическое повышение уровня Мирового океана продолжается еще и теперь, причем со скоростью до 1 мм/год (по Гутенбергу, см.: Ионин и др., 1960).

Детальное стратиграфическое расчленение отложений в заливе Кука (Юго-Западная Аляска) позволило Т. Карлстрому (1965) выявить чередование периодов похолодания и потепления в голоцене. Согласно его данным, за период гипситермала в заливе отмечалось пять стадиалов, разделенных тремя интерстадиалами и одним интергляциалом (3,5 тыс. лет назад). Стадиалы, по Т. Карлстрому, характеризовались похолоданием, подвижками современных ледников, оставивших конечные морены. Следовательно, и в других районах, в том числе на Северо-Востоке Азии, голоценовое потепление представляло собой чередование незначительных потеплений и похолоданий.

На северо-западе Аляски (среднее течение р. Кобук), по данным Ч. Швегера (1973), 9,5-7 тыс. лет назад пыльцевые спектры содержали пыльцу кустарниковых видов. По сравнению с более ранним периодом голоцена возрастает количество пыльцы березы и ольхи (соответственно до 30-70 и 5%); 7-5,5 тыс. лет назад сокращается количество пыльцы осок, а ольхи возрастает (до 80%). Появляется пыльца ели (менее 5%); 5,5 тыс. лет назад и до настоящего времени сокращается количество пыльцы ольхи и березы, а ели возрастает (до 50%). Ныне этот район находится близ северо-западной границы распространения ели Picea glauca, которая появилась на Аляске довольно поздно (Хейссер, 1969,1986).

Ч. Швегер (1973) указывает, что его данные не совпадают с более ранним выводом Мак-Кэллоха и Д. Хопкинса (McCulloch, Hopkins, 1966) о потеплении 10- 8,3 тыс. лет назад. Он считает, что полученные им новые данные не свидетельствуют о существовании в районе р. Кобук гипситермального периода, что потепление от начала голоцена до наших дней было однонаправленным, без колебаний. Однако Ч. Швегер не оспаривает существования более теплого, чем теперь, послеледникового периода в других районах Северной и Центральной Америки.

Данные Ч. Швегера о невыраженное климатического оптимума в районе р. Кобук не согласуется со множеством данных о существовании этого феномена в Северо-Западной Америке, где А.Е. Порсильдом обнаружены пневые горизонты (район устья р. Маккензи, севернее современной границы леса). Д. Хопкинс (Hopkins, 1972) приводит новые данные, согласно которым в 10 км к северо-востоку от Берингова пролива на побережье Аляски (Lopp Lagoon) найдена древесина крупных ив возрастом 8360±300 лет. В настоящее время крупные кустарники там отсутствуют. Этот район находится весьма близко от района исследований Ч. Швегера.

Хотя Ч. Швегер (1973) указывает, что "ко времени 8500 лет назад еловые сообщества обосновались во внутренней части Аляски и затем расселялись дальше к северу, достигнув южных склонов хр. Брукса 5500 лет назад", он, по-видимому, с недоверием относится к гипотезе о переживании елью оледенения в позднем Висконсине в юговосточному углу БМС, так как пишет, что местоположение рефугиумов ели в настоящее время неизвестно. Между тем сведения о рефугиуме ели в юго-восточном углу БМС появились еще в 1970 г. (Hopkins, 1970). В 1972 г. Д. Хопкинс опубликовал крупную работу, посвященную Берингии, и в частности пресловутому рефугиуму ели. Особо отметим, что в данных Ч. Швегера, очевидно, постоянно фигурирует Picea glauca, тогда как оледенение пережила, по всей вероятности, P. sitchensis.

Во время климатического оптимума, как и в каргинское время, древесная береза заходила в глубь Чукотского полуострова. Тогда же развитие получили ольшаники и ивняки, но наиболее интересным является произрастание на этом полуострове лиственницы (р. Ионивеем, залив Креста), обнаружена также пыльца кедрового стланика и ели, т.е. растительность Чукотского полуострова в то время была, по крайней мере, отчасти, лесотундровой (Гитерман и др., 1968; Petrov, 1967). А, по мнению А.П. Васьковского и В.Е. Тереховой (1970), "лиственничная лесотундра доходила во время голоценового термического максимума до северных берегов Чукотки". На схематической карте растительности в оптимальную фазу голоцена Р.Е. Гитерман с соавторами (1968) показывает на северном побережье Чукотки кустарниковую тундру, в континентальной части которой (между Чаунской губой и устьем Амгуэмы) рос и кедровый стланик. На этой же карте видно, что лесотундра доходила до восточного побережья Чукотского полуострова; горные редколесья подступали к полуострову с запада в северной его части, а в южной заходили глубоко на сам полуостров. Такая обстановка согласуется со временем полного протаивания паковых льдов в Северном Ледовитом океане 3 тыс. лет назад (Брукс, 1952; Дайсон, 1966), с исчезновением ледников в горах Северо-Востока Азии (Бычков, 1970) и с их резким сокращением во всем Северном полушарии. Однако в Скалистых горах в альтитермальный период "отступание ледников местами достигало нескольких километров, а местами совершенно не проявлялось и, по-видимому, больше зависело от местных орографических условий, чем от географической широты" (Ричмонд).

Протаивание паковых льдов шло, конечно, с большой задержкой по отношению к климатическому максимуму и, по всей вероятности, сопровождалось значительным повышением уровня моря и, следовательно, усилением океаничности климата. Т. Карлстром (1965) полагал, что кульминация голоценового потепления (4-3 тыс. лет назад) сопровождалась максимальным сокращением континентальных ледников, повышением температур и сухости.

В период 3,4-3,5 тыс. лет назад началось новое расширение ледников в Скандинавии, в Альпах, на Аляске и в Скалистых горах (Карлстром, 1965; Ричмонд, 1968), видимо, обусловленное похолоданием, которое наступило вслед за климатическим максимумом.

По радиоуглеродной датировке, указанной Г.Г. Карташовой (1973) для низовьев рек Яны и Омолон, деградация лесной растительности климатического оптимума произошла 47301120 лет назад. Это соответствует данным А.В. Ложкина (1973) и Н.В. Кинд (1973), согласно которым альтитермал приходился на интервал 8-4,5 тыс. лет назад с кульминацией 7-6 тыс. лет назад. В период похолодания 3-2 тыс. лет назад в Пенжино-Анадырской депрессии образовались булгунняхи (Граве, 1953; Васьковский, Терехова, 1970). Растительность и климат были тундровые. Следовательно, и на Северо-Востоке Азии в то время возродилось послеплейстоценовое оледенение (Васьковский, 1955).

Климатический оптимум голоцена оказал на растительный покров Чукотки сильное влияние. Следы его сохранились вплоть до наших дней. Их тем больше, чем благоприятнее местная обстановка (Кожевников, 19786).

В низовьях Анадыря еще и теперь известно значительное число бореальных видов, не произрастающих северо-восточнее. По экологии многие из них водно-болотные, часто весьма редкие. Кроме них, в низовьях Анадыря имеется множество видов с различной экологией на северо-восточном пределе своего распространения. В совокупности такие виды как бы распылены в ландшафтах, занимая все экологические ниши. Подобное распределение свидетельствует о недавней миграционной волне бореальных видов.

Низовья Анадыря располагаются еще в тундровой зоне, но близ ее границы с лесотундрой (Кожевников, 1978; Портенко, 1939; Юрцев, 1974). Поэтому здесь в массе своей сохранились следы голоценового продвижения лесотундры на Чукотку. Далее, к северо-востоку, эти следы хотя и имеются, но уже не столь многочисленные. Послеоптимальное похолодание уничтожило большую часть бореальных видов - свидетелей глоценового оптимума. Современная обстановка не благоприятствует миграции бореальных видов на Чукотский полуостров. Отчетливые следы голоценового оптимума сохранились на юго-востоке полуострова, особенно в окрестностях выходов горячих источников (Тихомиров, 1957). В голоцене на Чукотку расширили ареал не только бореальные и степные виды, но также целый ряд арктоальпийцев и даже отдельные приморские виды. Таким образом, голоценовые мигранты имеют различную географию и экологию.

Голоценовый оптимум оказал наименьшее влияние на арктоальпийскую фракцию видов, в то время как арктические виды были оттеснены на побережья морей.

Послеоптимальное похолодание обусловило формирование ландшафтов современного типа, т.е. их "гипоарктизацию" по Б.А. Юрцеву (1966). Это связано с недостатком тепла при избытке влаги. Резко возросли площади, занятые болотами, сырыми тундрами, кочкарниками. В океанических районах исчезли степоиды, а в континентальных они начали испытывать притеснение со стороны тундровых сообществ, что продолжается и в наши дни. Ерниковые тундры в океанических районах сменялись ерничковыми.

Послеоптимальное похолодание усилило океаничность климата на Чукотском полуострове, но значительно слабее его влияние оказалось в континентальных районах западнее Амгуэмы. Значительная "геоботаническая эквивалентность" низовьев Анадыря и межгорных впадин Амгуэмо-Куветского массива обусловлена приблизительно одними и теми же суммами эффективных температур. Но во впадинах Амгуэмо-Куветского массива они складываются за счет местных резко континентальных условий, а в низовьях Анадыря (близ моря) - за счет более южного положения (на 250-300 км).

Послеоптимальное похолодание сказалось и в низовьях Анадыря. Весьма любопытно, что еще в начале нашего века недалеко от Анадыря была лиственничная роща (сохранившаяся со времени климатического оптимума), но ее целиком вырубили (Портенко, 1939). После порубки она не могла уже восстановиться. Пни сохранились до настоящего времени.

Под влиянием рельефа, орографии, геоморфологических характеристик общий климат дифференцируется на мезоклимат и даже на микроклимат, но уже на уровне мезо- и микрорельефа в различных ландшафтных узлах (Железнов, 1990, 1994). Особенно это хорошо проявляется в мощных горных системах Северо-Востока.

В разных узлах формируются разные физико-географические процессы, усиливая дифференциацию микроклимата. Эта дифференциация способствует переживанию реликтовыми элементами тяжелых условий в некоторых ландшафтных узлах. При улучшении общей климатической обстановки реликтовые элементы расселяются из своих временных убежищ. В принципе мы имеем здесь аналогию с тем, что происходило и в ледниковые периоды, когда ряд растений или животных переживали неблагоприятное время в каком-либо убежище. А в межледниковые периоды испытанию на выживаемость подвергались горные, в основном арктоальпийские виды.

Весьма значительные колебания климата уже в историческое время, сопровождавшиеся ростом ледников, происходили во всем Северном полушарии. В XIV вв. под наступающими льдами погибла колония норманнов в Гренландии. В ХУШ в. интенсивно зашевелились ледники на Аляске. Все эти события происходили в условиях, которые в геологическом масштабе являются современными, т.е. межледниковыми. Они, конечно, оказывали существенное влияние на биоту современных приберингийских территорий.

Есть основания полагать, что в период миграции чозении на Телекай (Кожевников, 1974, 1979), приблизительно 3 тыс. лет назад, обстановка в троговых долинах Амгуэмо-Куветского массива была значительно мягче, чем теперь. Сегодня Телекай - это реликтовая, небольшая по площади лесная роща. Об этом свидетельствует современный пролет бореальных видов птиц, живущих на Телекае (дрозд Науманна Turdus naumanni Т.), обыкновенная чечевица (Carpodacus erythrinus Р.), серый сорокопут (Lanius excubitor), городская ласточка (Delichon urbica). Несколько десятков километров этим птицам приходится в наше время лететь на Телекай по еще не ожившим, сильно заснеженным долинам Амгуэмо-Куветского массива. Стало быть, им известно, куда они летят. Их влечет инстинкт предков, выводивших там потомство. Пролетев над безжизненными долинами немых гор, птицы оказываются в лесном оазисе. Их прилет, а также гнездования дроздов и других птиц косвенно указывают на то, что Телекайская роща пережила уже период своего расцвета и до сих пор является их родиной. По нашему мнению, это связано не столько с ухудшением климата после оптимума, сколько с поднятием Амгуэмо-Куветского массива, что привело к снижению континентальности климата в межгорных впадинах этого массива.

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК ДАЛЬНЕВОСТОЧНОЕ ОТДЕЛЕНИЕ
Тихоокеанский институт географии Чукотский отдел природопользования Северо-Востока Природно-этнический парк "Берингия"
Ю.П. КОЖЕВНИКОВ, Н.К. ЖЕЛЕЗНОВ-ЧУКОТСКИЙ - "БЕРИНГИЯ: история и эволюция"

 

Сайт создан в 2012 г. © Все права на материалы сайта принадлежат его автору!
Копирование любых материалов сайта возможно только с разрешения автора и при указании ссылки на первоисточник.
Яндекс.Метрика